cover dani ajie pranata
advertisement
ANALISIS MEKANISME FOKUS GEMPA BUMI DI MEULABOH (NANGGROE ACEH DARUSSALAM) 9 MEI 2010 SKRIPSI Diajukan untuk Memenuhi Persyaratan Memperoleh Gelar Sarjana Sains (S.Si) pada Fakultas Sains dan Teknologi Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah Jakarta. Oleh : DANI AJIE PRANATA NIM: 106097003263 PROGRAM STUDI FISIKA FAKULTAS SAINS DAN TEKNOLOGI UNIVERSITAS ISLAM NEGERI SYARIF HIDAYATULLAH JAKARTA 2010 ANALISIS MEKANISME FOKUS GEMPA BUMI DI MEULABOH (NANGGROE ACEH DARUSSALAM) 9 MEI 2010 Skripsi Diajukan kepada Fakultas Sains dan Teknologi untuk Memenuhi Persyaratan Memperoleh Gelar Sarjana Sains (S.Si) Oleh DANI AJIE PRANATA NIM: 106097003263 Pembimbing I, Pembimbing II, Drs. Sutrisno, M.Si NIP : 19590202 198203 1 005 Arif Tjahjono, M.Si NIP : 19751107 200701 1 015 Mengetahui Ketua Prodi Fisika Drs. Sutrisno M.Si NIP : 19590202 198203 1 005 PENGESAHAN UJIAN Skripsi berjudul Analisis Mekanisme Fokus Gempa Bumi di Meulaboh (Nanggroe Aceh Darussalam) 9 Mei 2010 telah diujikan dalam sidang munaqasyah Fakultas Sains dan Teknologi UIN Syarif Hidayatullah Jakarta pada 1 Juli 2010 dan dinyatakan Lulus. Skripsi ini telah diterima sebagai salah satu syarat memperoleh gelar Sarjana Sains ( S.Si ) pada Program Studi Fisika. Ciputat, 1 Juli 2010 Sidang Munaqasyah Penguji I, Penguji II, Dr. Ir. Agus Budiono, MT NIP : 19620220 199003 1002 Siti Ahmiatri Saptari, M.Si NIP : 1604772005012008 Mengetahui, Dekan Fakultas Sains dan Teknologi, Ketua Program Studi Fisika, DR. Syopiansyah Jaya Putra, M.Sis NIP : 19680117 200112 1 001 Drs. Sutrisno, M.Si NIP : 19590202 198203 1 005 LEMBAR PERNYATAAN Dengan ini saya menyatakan bahwa : 1. Skripsi ini merupakan hasil karya asli saya yang diajukan untuk memenuhi salah satu persyaratan memperoleh gelar Strata 1 di UIN Syarif Hidayatullah Jakarta. 2. Semua sumber yang saya gunakan dalam penulisan ini telah saya cantumkan sesuai dengan ketentuan yang berlaku di UIN Syarif Hidayatullah Jakarta. 3. Jika dikemudian hari terbukti bahwa karya ini bukan hasil karya asli saya atau merupakan hasil jiplakan dari karya orang lain, maka saya bersedia menerima sanksi yang berlaku di UIN Syarif Hidayatullah Jakarta. Ciputat, Juli 2010 DANI AJIE PRANATA ABSTRAK Pada tanggal 9 Mei 2010 terjadi gempa besar di Meulaboh, Nanggroe Aceh Darussalam dengan koordinat epicenter 3.61 LU – 95.84 BT, dengan Kedalaman 50 km dan berkekuatan 7.2 SR. Wilayah Meulaboh, Nanggroe Aceh Darussalam termasuk dapat dikategorikan dalam wilayah kawasan aktif gempa bumi karena merupakan batas pertemuan antara lempeng Indo-Australia dan Eurasia. Gempa bumi tektonik, dominan disebabkan oleh sesar atau patahan. Mekanisme fokus gempa merupakan metode yang digunakan untuk menentukan jenis sesar dengan cara menentukan parameter sesar yang terjadi berupa penentuan nilai strike, dip dan rake. Penelitian ini menggunakan polaritas awal gelombang p untuk menentukan arah gerakan pertama gelombang P yang selanjutnya dikonversikan ke data kompresi dan dilatasi serta di input ke program azmtak lalu didapatkan parameter dan jenis sesarnya. Hasil yang diperoleh dari analisis mekanisme fokus gempa di Meulaboh ini berupa sesar naik atau reverse/thrust fault, berorientasi Barat daya – Tenggara dengan arah bidang sesar (strike) 345º/113º dan kemiringan bidang sesar (dip) 26º/74º dan sudut pergeserannya, (rake) 140º/70º. Kata Kunci: Mekanisme Fokus, Strike, Dip, Rake, Reverse/Thrust, Fault i ABSTRACT On May 9, 2010 a large earthquake occured in Meulaboh, Nanggroe Aceh Darussalam with epicenter coordinates 3.61N - 95.84E, with a depth of 50 km and magnitude 7.2 SR. Meulaboh, Nanggroe Aceh Darussalam can be categorized in the region that including an active earthquake area because it is the attendance of boundary between the Indo-Australian Plate and the Eurasian plate. Tectonic earthquakes, mostly caused by the fault or fracture. Earthquake focus mechanism is a method used to determine the type of fault by determining the parameters of the fault that occurred in the form of determining the value of the strike, dip and rake. This study uses the initial wave polarity p to determine the direction of P wave first motion which was subsequently converted to a data compression and dilatation as well as the input to the program azmtak then obtained parameters and the type of fault. Results obtained from analysis of the focus mechanism of the earthquake in Meulaboh is a reverse fault or thrust faults, Oriented on Southwest – Southeast with direction of the fault plane (strike) 345º/ 113º and dip of the fault plane (dip) 26º/74º and angle shift, (rake) 140 º/ 70º. Keyword: Focal Mechanism, Strike, Dip, Rake, Reverse/Thrust, Fault ii KATA PENGANTAR Puji syukur ke hadirat ALLAH SWT, sehingga penulis dapat menyelesaikan skripsi dengan judul “Analisis Mekanisme Fokus Gempa Bumi di Meulaboh (Nanggroe Aceh Darussalam) 9 Mei 2010” sebagai salah satu syarat untuk mencapai gelar kesarjanaan pada Program Studi Fisika Fakultas Sains dan Teknologi Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah Jakarta. Penulisan skripsi ini tidak lepas dari dukungan bantuan dan bimbingan berbagai pihak. Dalam kesempatan ini penulis mengucapkan terima kasih dan penghargaan yang sebesar-besarnya kepada: 1. Kedua orang tua (Ibu Tri Ida Nurningsih, Bapak Edie Junaedhi) yang telah memberikan semua curahan kepedulian, kasih sayang, cinta dan pengorbanan tanpa menginginkan balasan penulis selama ini serta menjadi penyemangat penulis. 2. Bapak Dr. Syopiansyah Jaya Putra, M.Sis sebagai Dekan Fakultas Sains dan Teknologi Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah Jakarta. 3. Bapak Drs. Sutrisno, M.Si sebagai Ketua Prodi Fisika Fakultas Sains dan Teknologi Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah Jakarta serta selaku Pembimbing I yang memberikan arahan, motivasi, serta segala macam bantuan yang sudah diberikan. 4. Bapak Arif Tjahjono, ST, M.Si sebagai Sekretaris Prodi Fisika Fakultas Sains dan Teknologi Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah Jakarta serta selaku Pembimbing II yang telah memberikan kritik, saran dan segala macam bantuan yang telah diberikan. iii 5. Ibu Tati Zera, M.Si Sebagai Penasehat Akademik penulis yang telah memberikan inspirasi dan banyak pengetahuan. 6. Bapak Bayu Pranata S.Si sebagai pembimbing teknis di BMKG yang telah banyak memberikan waktu dan bantuan pada saat penelitian. 7. Bapak Dr. Ir. Agus Budiono, MT. sebagai penguji I yang telah memberikan pengarahan serta saran-saran yang baik. 8. Ibu Siti Ahmiatri Saptari, M.Si sebagai Penguji II yang telah kritis memberikan pertanyaan agar penulis lebih mengerti tentang skripsi ini. 9. Sahabat terbaik dikampus Bahtiar, A to the B, B to the A, Adjie and Bahtiar, We are the best. 10. Teman-teman terbaik dikampus, Agung Satriyo, Muhammad Adzkia, Iiz Faizah, Iif Latifah, Cindika Pandaini Pertiwi, Sani Hidayani, Devinta Juliaptini, Muhammad Rinan Ridwan, Suhandono Aji dan seluruh temanteman fisika angkatan 2006 yang sangat membantu menjalani hari-hari dikampus. I never gonna forget everything. Penulis sangat mengharapkan kritik dan saran dari pembaca untuk penyempurnaan karya-karya yang akan datang. Harapan dari penulis, semoga skripsi ini dapat bermanfaat bagi siapa saja yang menggunakannya Ciputat, Juli 2010 Penulis iv DAFTAR ISI LEMBAR PENGESAHAN LEMBAR PENGESAHAN UJIAN LEMBAR PERNYATAAN ABSTRAK………………...………………………………………………….. i ABSTRACT………………....………………………………………………… ii KATA PENGANTAR………………………………………………………… iii DAFTAR ISI……………………….........……………………………………. v DAFTAR GAMBAR…….................……………………………………. ....... viii DAFTAR TABEL………………………………....…………………………. . xi BAB I PENDAHULUAN................................................................................ 1 1.1 Latar Belakang Penelitian………………................................. 1 1.2 Perumusan Masalah……………………....................……...... 4 1.3 Pembatasan Masalah…………………………….........………. 4 1.4 Tujuan Penelitian…………………………............………….. 5 1.5 Manfaat Penelitian.................................................................... 6 1.6 Sistematika Penulisan……………………….........………….. 6 BAB II DASAR TEORI................................................................................ 7 2.1 Teori Tektonik Lempeng……………………….....………….. 7 2.1.1 Batas Pertemuan Lempeng........................................... 8 2.1.2 Kondisi Tektonik Indonesia…………........…………. 9 v 2.2 Mekanisme Terjadinya Gempa Bumi……………….............. 11 2.2.1 Deskripsi dan Teori Terjadinya Gempa Bumi……… 11 2.2.2 Mekanisme dan Klasifikasi Gempa Bum.................. 12 2.2.3 Magnitudo dan Intensitas Gempa Bumi………....... 13 2.2.4 Gerak Awal Gelombang P dipermukaan Bumi…… 14 2.3 Gelombang Seismik………………………………………… 15 2.4 Mekanisme Fokus Gempa Bumi…………........................... 17 2.4.1 Sesar Bumi (Earth Fault) dan Orientasinya……….. 17 2.4.2 Penentuan Epicenter................................................. 22 2.4.3 Deskripsi Matematis Bidang Sesar dan Kemiringan (Slip Vector)………….............................................. 23 2.5 Teori Pegas Elastis……………………………………….... 24 2.6 Teori Dasar Mekanisme Fokus…………………………..... 26 2.6.1 Teori Kopel Tunggal dan Kopel Ganda…………... 27 2.6.2 Polaritas Pertama Gelombang P…………............... 28 2.6.3 Teori Mekanisme Dengan Metode Impuls Pertama BAB III Gelombang Primer (P)…………………................. 31 2.6.4 Diagram Mekanisme Fokus Gempa…………….... 33 2.7 Pola Tektonik Daerah Sumatera…………………….......... 41 METODE PENELITIAN…........................................................ 48 3.1 Waktu dan Tempat Penelitian……………………………. 48 3.2 Detail Gempa Bumi…………………………………….... 48 3.3 Alat dan Bahan Penelitian……………………………….. 49 vi BAB IV 3.4 Data....................................................................................... 49 3.5 Tahapan Penelitian…………………………………………. 50 3.6 Interpretasi Data……………………………………………. 52 HASIL DAN PEMBAHASAN…………………………………... 53 4.1 Hasil Polaritas Gelombang P…………………………………. 53 4.2 Mekanisme Fokus Gempa Utama……………………………..`55 4.3 Perbandingan Mekanisme Fokus Gempa dengan Penelitian dari Instansi Lainnya…………………………………………. 59 BAB V PENUTUP………………………………………………………… 62 5.1 Kesimpulan………………………………………………….. 62 5.2 Saran………………………………………………………… 63 DAFTAR PUSTAKA LAMPIRAN - LAMPIRAN vii DAFTAR GAMBAR Gambar 2.1 : Batas Pertemuan antar Lempeng………………………… 9 Gambar 2.2 : Peta tektonik aktif kawasan Indonesia. Panah merah menunjukkan pergerakan relatif lempeng-lempeng bumi. Tanda panah hitam adalah data pergerakan relatif permukaan bumi dari survey GPS data............................ 10 Gambar 2.3 : Distribusi gerak awal gelombang P kompresi dan dilatasi hasil pergerakan patahan……………………………….. 12 Gambar 2.4 : Bola Fokus........................................................................ 15 Gambar 2.5 : Gerakan tanah yang dihasilkan oleh empat tipe gelombang seismik Anak panah hitam menunjukkan arah penjalaran gelombang. Garis panah merah menunjukkan gerak partikel batuan atau vibrasi……………………….. 17 Gambar 2.6 : Arah bidang patahan…………………………………..... 18 Gambar 2.7 : Parameter bidang sesar mekanisme fokus gempa……… 19 Gambar 2.8 : Sesar turun (normal fault)............................................... 20 Gambar 2.9 : Sesar naik (thrust fault)…………………………........... 20 Gambar 2.10 : Sesar mendatar (strike slip fault)………………………. 20 Gambar 2.11 : Tipe-tipe sesar.................................................................. 21 Gambar 2.12 : Interpretasi bidang sesar pada diagram mekanisme fokus…………………………………………………….. 22 Gambar 2.13 : Parameter referensi ellipsoida…………………............... 22 viii Gambar 2.14 : Orientasi bidang sesar yang terdiri dari strike, Dip, dan Rake................................................................................. Gambar 2.15 23 : Mekanisme gempabumi yang menjadi sumber gempa tektonik…………………………………………………. 25 Gambar 2.16 : Lokasi daerah yang akan mengalami tarikan dan tekanan pada sesar tegak dengan pergeseran mendatar................. 26 Gambar 2.17 : Pola radiasi untuk sistem gaya kopel tunggal…………... 27 Gambar 2.18 : Pola radiasi untuk sistem gaya kopel Ganda……………. 28 Gambar 2.19 : Polarisasi gerakan pertama gelombang primrt pada gempa Saitama di Jepang 1931…………………………………. 30 Gambar 2.20 : Data dari permukaan diinterpretasikan dalam 3 dimensi... 30 Gambar 2.21 : Bola pusat gempa yang menggambarkan hypocenter…… 34 Gambar 2.22 : Gambaran 3 dimensi radiasi gelombang gempa model kopel ganda........................................................................ 34 Gambar 2.23 : Proyeksi bola pusat gempa ke bidang equatorial……….. 35 Gambar 2.24 : Orthogonalitas dua bidang nodal……………………….. 36 Gambar 2.25 : Bidang proyeksi luasan sama (bidang stereografis)…….. 37 Gambar 2.26 : Pengukuran sudut strike dan dip pada diagram…………. 38 Gambar 2.27 : Penentuan sumbu P dan T 45° dari dua kutub pada garis nodal…………………………………………………….. 39 Gambar 2.28 : Penentuan sudut rake pada reverse fault dan normal fault 40 Gambar 2.29 : Penentuan tipe sesar dengan sudut rake (slip)………… Gambar 2.30 : Tatanan tektonik Sumatera……………………………… 45 41 ix Gambar 3.1 : Peta lokasi episenter gempabumi Meulaboh – NAD…..... 48 Gambar 3.2 : Diagram alir tahapan penelitian......................................... 50 Gambar 4.1 : Format data gempa untuk input ke program Azmtak…… 54 Gambar 4.2 : Bola Fokus Gempa Bumi Meulaboh 9 Mei 2010 Hasil Olahan Program Azmtak………………………………... 57 Gambar 4.3 : Hasil analisis mekanisme fokus gempa Meulaboh 9 Mei 2010 (sumber BMKG)...................................................... 59 Gambar 4.4 : Hasil analisis mekanisme fokus gempa Meulaboh 9 Mei 2010 (sumber USGS)........................................................ 60 x DAFTAR TABEL Tabel 4.1 : Hasil Pengolahan data Azmtak…………………………. 55 xi BAB I PENDAHULUAN 1.1 Latar Belakang Kepulauan Indonesia terletak pada pertemuan tiga lempeng tektonik utama dunia, yaitu Lempeng Eurasia, Indo Australia dan Lempeng Pasifik. Selain itu terdapat pula Lempeng mikro Filipina, yang bergerak kearah selatan di sebelah utara Sulawesi. Oleh karena itu wilayah kepulauan Indonesia menjadi wilayah yang rawan gempabumi tektonik. Pertemuan Lempeng Indo-Australia dengan Eurasia terjadi di sepanjang bagian barat lepas pantai Sumatera, menerus ke selatan Jawa - Nusa Tenggara dan membelok ke Laut Banda. Pertemuan lempeng Indo-Australia dengan Eurasia di selatan Jawa hampir tegak lurus, berbeda dengan pertemuan lempeng di wilayah Sumatera yang mempunyai subduksi miring dengan kecepatan 5-6 cm/tahun (Bock, 2000). Interaksi pertemuan lempeng tektonik ini menghasilkan pola penunjaman atau subduksi menyudut (oblique), yang diperkirakan telah terbentuk sejak jaman kapur dan masih berlangsung hingga kini. Selain subduksi miring interaksi kedua lempeng ini juga menyebabkan zona sesar Sumatera dan zona sesar Mentawai Wilayah barat Pulau Sumatera merupakan salah satu kawasan yang terletak pada pinggiran lempeng aktif (active plate margin) dunia yang terlihat dari tingginya frekuensi kejadian gempabumi di wilayah ini. Sebaran gempabumi di wilayah ini tidak hanya bersumber dari aktivitas zona subduksi, tetapi juga dari sistem sesar aktif di sepanjang Pulau Sumatera. 1 Salah satu sumber terjadinya gempa tektonik adalah proses sesar. Gempa tektonik berkekuatan 7.2 SR, terjadi pada koordinat 3.61 LU – 95.84 BT, 66 km Barat Daya Meulaboh-Nanggroe Aceh Darussalam Pulau Sumatera, pada hari Minggu, 9 Mei 2010, dengan kedalaman 30 km tepat pada pukul 12:59:41 WIB. Akibat kuatnya gempa tersebut, getarannya dirasakan hampir di seluruh wilayah Pulau Sumatera termasuk Nias dan Medan. Gempa susulan terjadi beberapa kali dengan kekuatan sekitar 3.7 – 3.9. BMKG mengeluarkan keputusan bahwa gempa ini berpotensi tsunami tetapi setelah diobservasi lebih lanjut gempa ini tidak menimbulkan tsunami. Dalam ilmu geofisika, gambaran mengenai mekanisme gempa bumi dan jenis patahan adalah sangat penting untuk dipelajari. Berbagai cara pendekatan telah banyak dilakukan oleh para ahli kebumian untuk mempelajari mekanisme dan jenis patahan penyebab terjadinya gempa bumi. Pendekatan yang sering dilakukan para ahli kebumian adalah dengan menggunakan fase gelombang P, fase gelombang S, Momen Tensor dan Centroid Momen Tensor (Sianturi, 1997). Pengetahuan tentang mekanisme fokus gempa bumi berkembang searah dengan perkembangan ilmu pengetahuan dan teknologi. Salah satu metode yang sering digunakan di Indonesia untuk penentuan mekanisme fokus gempa bumi adalah dengan menggunakan arah gerakan pertama gelombang P. Penentuan mekanisme fokus dengan metode ini terkadang memberikan hasil yang tidak sesuai dengan data-data lapangan yang telah ada. Solusi mekanisme fokus gempagempa yang telah dipublikasikan dalam literatur-literatur dengan menggunakan metode ini mengindikasikan bahwa hanya sekitar 30 % dari solusi ini yang 2 memiliki hasil penentuan bidang nodal yang baik. Kemungkinan kesalahan yang dimaksud dapat timbul dari data-data yang digunakan, misalnya ketidakkonsistenan dalam interpretasi arah gerakan pertama gelombang, tidak memadainya jumlah observasi dalam suatu set data, dan jarak distribusi stasiun pencatat gempa bumi (Waluyo, 1992). Salah satu penyebab baik buruknya hasil mekanisme fokus yang diperoleh dengan menggunakan metode polaritas gelombang P ini adalah ketepatan penentuan awal arah gerakan pertama gelombang P. Penentuan polaritas gelombang P yang selama ini dilakukan dengan menggunakan data-data analog merupakan salah satu penyebab kurang akuratnya metode ini. Kendala tersebut dapat ditanggulangi dengan hadirnya sistem digital pencatat gempa bumi di Indonesia yang memberikan hasil digit gempa-gempa bumi yang terjadi. Dengan menggunakan seismogram digital maka kesalahan penentuan awal arah gerakan pertama gelombang P dapat dihindari (Rasmid, 2006). Hadirnya sistem digital pencatat gempa bumi di beberapa stasiun di Indonesia membawa kita pada suatu tahap penentuan mekanisme fokus gempa bumi yang lebih akurat. Sistem digital pencatat gempa bumi yang diterapkan pada stasiun-stasiun di Indonesia mulai beroperasi secara optimal pada tahun 2007. Oleh karenanya menjadi sangar menarik untuk dilakukan penelitian tentang mekanisme fokus, dimana data yang dipergunakan adalah data digital gempa bumi yang terjadi pada koordinat 3.61 LU – 95.84 BT, 66 km Barat Daya Meulaboh-Nanggroe Aceh Darussalam, 9 Mei 2010. Untuk menentukan tipe-tipe sesar gempa bumi pada wilayah tersebut. 3 1.2 Perumusan Masalah Mekanisme fokus gempa merupakan metode peninjauan solusi bidang sesar. Konsep dasar penentuan mekanisme fokus berkembang dari konsep kopel ganda. Solusi bidang sesar meliputi strike, dip, dan slip dari bidang sesar. Solusi bidang sesar dapat diperoleh dengan berbagai cara, salah satunya adalah dengan menggunakan polarisasi gerakan awal gelombang P (polaritas gelombang P). Pola polaritas gelombang P yang berupa kompresi (tekanan) dan dilatasi (tarikan) mengakibatkan ruang disekitar episenter gempa (hiposenter), yang dimisalkan oleh sebuah bola dapat dibagi menjadi empat kuadran yang dipisahkan oleh dua bidang nodal yang membentuk suatu mekanisme gempa bumi. Penentuan mekanisme fokus gempa bumi dilakukan untuk mengetahui bagaimana tipe dan arah sesar penyebab suatu gempa bumi. Hal pertama yang harus dilakukan pada proses penentuan mekanisme fokus gempa bumi adalah bidang patahan (nodal plane) pada daerah penelitian. Penentuan bidang patahan ini oleh peneliti-peneliti terdahulu dilakukan secara manual, namun sejalan dengan perkembangan ilmu pengetahuan dan teknologi, penentuan bidang patahan ini dapat dilakukan dengan bantuan software untuk penyelesaian mekanisme fokus gempa bumi. Selanjutnya dilakukan interpretasi tipe dan arah sesar dari bidang patahan (nodal plane) yang telah diperoleh. 1.3 Pembatasan Masalah Permasalahan yang akan dibahas pada penelitian ini hanya dibatasi pada penggunaan data digital untuk memperoleh polaritas gelombang P yang akan 4 digunakan dalam penentuan mekanisme fokus gempa bumi yang terjadi di Meulaboh-Nanggroe Aceh Darussalam, 9 Mei 2010. Data-data yang digunakan dalam penelitian ini adalah data rekaman digital yang dikeluarkan oleh Pusat Gempa Nasional Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika (BMKG) Jakarta Pusat, yang telah dikonversikan ke dalam sebuah file yang bisa dibuka dengan software DIMAS. Data-data tersebut merupakan rekaman digital kejadian gempa yang dicatat oleh stasiun gempa bumi dalam dan luar negeri. 1.4 Tujuan Penelitian Penelitian ini bertujuan untuk: 1. Mengetahui mekanisme fokus gempa di Meulaboh-Nanggroe Aceh Darussalam pada tanggal 9 Mei 2010 2. Mengetahui karakteristik (pola dan tipe patahan) gempa berdasarkan mekanisme fokus gempa di Meulaboh-Nanggroe Aceh Darussalam pada tanggal 9 Mei 2010 sehingga dapat diketahui parameter- parameter pola bidang sesar dari gempa tersebut antara lain arah jenis sesar (strike), besar kemiringan (dip), besar sudut pergeserannya (rake) sehingga dengan parameter tersebut dapat disimpulkan jenis patahan/pola sesarnya. 3. Membandingkan hasil penelitian ini dengan hasil penelitian mekanisme fokus pada gempa ini yang diperoleh instansi lain, yaitu USGS dan BMKG 5 1.5 Manfaat Penelitian Dengan adanya penelitian ini diharapkan dapat memberikan manfaat yaitu: 1. Mengetahui dan mengerti cara penentuan mekanisme fokus gempa beserta parameter dan pola bidang sesar gempa. 2. Mitigasi terhadap ancaman gempa bumi daerah aceh, dan memberikan informasi sebagai bahan pertimbangan dan penelitian lebih lanjut 1.6 Sistematika Penulisan BAB I : Pendahuluan Merupakan pendahuluan yang menjelaskan latar belakang penulisan, tujuan, manfaat, perumusan masalah, dan sistematika penulisan. BAB II : Teori Dasar Menjelaskan teori dasar yang menunjang pembahasan atau interpretasi data yang di dapat dari lapangan. BAB III : Metode Penelitian Menjelaskan tentang Waktu dan Tempat penelitian, Alat dan Bahan, Prosedur Pengambilan dan Pengolahan Data, dan Pengolahan Data. BAB IV : Hasil Dan Pembahasan Berisi tentang hasil pengolahan data, Pemodelan, dan Pembahasan Interpretasi data. BAB V : Kesimpulan Dan Saran Mengenai kesimpulan dan saran untuk pengembangan penelitian berikutnya. 6 BAB II DASAR TEORI 2.1 Teori Tektonik Lempeng Teori tektonik lempeng merupakan perkembangan dari konsep pengapungan benua (continental drift) dari Wagener (1924) dan konsep pemekaran dasar samudera (sea-floor spreading) dari Hess (1962), serta konsep transform fault dari Wilson (1965) (Rusydi, 1998). Gabungan ketiga konsep ini menghasilkan suatu teori baru yang disebut teori tektonik lempeng. Konsep ini menyebutkan bahwa kulit bumi (litosfer) yakni bagian terluar mantel bumi merupakan lempeng tegar yang bergerak satu terhadap yang lain. Lempeng-lempeng ini mengapung di atas lapisan massa yang plastis yang disebut astenosfer. Hal yang menarik dari konsep ini adalah batas antara dua lempeng yang saling bergerak (Rusydi, 1998). Menurut teori ini, permukaan bumi terpecah menjadi beberapa lempeng tektonik besar. Lempeng tektonik adalah segmen keras kerak bumi yang mengapung diatas astenosfer yang cair dan panas. Oleh karena itu maka lempeng tektonik ini bebas untuk bergerak dan saling berinteraksi satu sama lain. Daerah perbatasan lempeng-lempeng tektonik ini merupakan tempat-tempat yang memiliki kondisi tektonik yang aktif, yang menyebabkan gempa bumi, gunung berapi dan pembentukan dataran tinggi (Rusydi, 1998). Lempeng tektonik terbentuk oleh kerak benua (continental crust) ataupun kerak samudera (oceanic crust), dan lapisan batuan teratas dari mantel bumi 7 (earth's mantle). Kepadatan material pada kerak samudera lebih tinggi dibanding kepadatan pada kerak benua. Demikian pula, elemen-elemen zat pada kerak samudera (mafik) lebih berat dibanding elemen-elemen pada kerak benua (felsik). Karena suhu dan tekanan di lapisan astenosfer yang sangat tinggi, maka batubatuan di lapisan ini bergerak mengalir seperti cairan (fluid). Litosfer terpecah ke dalam beberapa lempeng tektonik yang saling bersinggungan satu dengan lainnya (Baxter, 2000). 2.1.1 Batas Pertemuan Lempeng Lapedes pada tahun 1978 (Rusydi, 1998) membagi batas lempeng menurut pergerakannya menjadi divergent, convergent, dan transform fault (Gambar 2.1). Sedangkan Robinson pada tahun 1982 (Rusydi, 1998) membagi batas lempeng berdasarkan terbentuknya litosfer yaitu, konstruktif, destruktif, dan konservatif. 1. Batas lempeng divergent adalah batas lempeng saling menjauh yang dikenal juga sebagai pemekaran (spreading). Magma dari astenosfer naik membentuk punggungan dan berkembang menjadi litosfer baru. Hal ini menyebabkan Robinson (1982) menamakannya sebagai batas konstruktif. Sepanjang batas ini, gaya yang dominan bekerja adalah gaya tarikan sehingga gempa bumi yang terjadi umumnya gempa-gempa sesar turun. 2. Batas lempeng convergent (destruktif) merupakan tempat terjadinya penunjaman atau pengrusakan pada tepi lempeng yang mengimbangi penambahan litosfer baru pada batas divergent. Mekanisme pengrusakan di batas lempeng ini dikenal dua cara yaitu, penunjaman atau subduksi dan tumbukan antar lempeng. 8 3. Batas lempeng berupa transform fault terjadi bila dua lempeng bergerak lateral relatif satu dengan yang lain sepanjang sesar mendatar. Tak ada penambahan atau penghancuran litosfer pada batas pertemuan ini, sehingga oleh Robinson disebut sebagai batas lempeng konservatif (conservative margins). Gempa-gempa yang terjadi pada batas pertemuan ini adalah gempagempa dangkal dengan tipe sesar geser. Gambar 2.1. Batas Pertemuan antar Lempeng (Rasmid, 2006) 2.1.2 Kondisi Tektonik Indonesia Indonesia merupakan salah satu kawasan yang terletak pada jalur pertemuan tiga lempeng besar dunia (triple junction convergen) yaitu lempeng Indo-Australia yang bergerak relatif ke utara, lempeng Eurasia yang bergerak relatif ke arah selatan, serta lempeng Pasifik yang bergerak relatif ke barat daya. Ketiga lempeng ini saling bertumbukan satu sama lain (Gambar 2.2). 9 Tajan pada tahun 1997 (Rasmid, 2006) menyatakan bahwa lempeng IndoAustralia bertumbukan dengan lempeng Eurasia dan lempeng Indo-Australia menyusup masuk ke bawah lempeng Eurasia dengan kedalaman ± 300 km tepat dibawah pulau Sumatera dengan dip ± 60-80 derajat. Kecepatan rata-rata penyusupan lempeng ini menurut Hamilton pada tahun 1997 (Rasmid, 2006) adalah ± 5.5-7.0 cm/tahun, dengan kedalaman ± 650 km di bawah pulau Jawa. Lempeng Pasifik bertumbukan dengan lempeng Indo-Australia dan lempeng Filipina dengan kecepatan ± 11 cm/tahun. Pada daerah pertemuan ini sering terjadi gempa bumi karena aktifitas pergerakan lempeng-lempeng tersebut. Oleh karena itu Indonesia merupakan daerah yang secara tektonik bersifat labil dan merupakan kawasan pinggiran benua yang paling aktif di dunia. Gambar 2.2. Peta tektonik aktif kawasan Indonesia. Panah merah menunjukkan pergerakan relatif lempeng-lempeng bumi. Tanda panah hitam adalah data pergerakan relatif permukaan bumi dari survey GPS data (Natawidjaja, 2007). 10 2.2 Mekanisme Terjadinya Gempa Bumi 2.2.1 Deskripsi dan Teori Terjadinya Gempa Bumi Gempa bumi adalah peristiwa bergetarnya bumi akibat pelepasan energi di dalam bumi secara tiba-tiba yang ditandai dengan patahnya lapisan batuan pada kerak bumi. Akumulasi energi penyebab terjadinya gempa bumi dihasilkan dari pergerakan lempeng-lempeng tektonik. Terjadinya gempa bumi tektonik terasa pengaruhnya di permukaan bumi sampai pada radius tertentu. Luas daerah yang terkena pengaruh gempa bumi tektonik tersebut bergantung pada besarnya energi yang dilepaskan dan posisi sumber gempa bumi (Sianturi, 2005). Reid (1911) (Waluyo, 1992), memperkenalkan teori bingkas elastik (elastic rebound theory) untuk menjelaskan teori terjadinya gempa bumi. Teori ini menjelaskan bahwa gempa bumi terjadi karena proses retakan atau patahan pada kerak bumi sebagai hasil dari pelepasan stress elastik secara mendadak yang melampaui kekuatan batuan. Stress elastik terakumulasi ketika kerak bumi mengalami deformasi. Ketika sesar terjadi, sisi yang berseberangan meloncat menuju ke keadaan stabil, dan melepaskan energi dalam bentuk panas dan vibrasi gelombang elastik. Jadi menurut teori ini, sesar menyebabkan gempa bumi. Waluyo (1992) menyatakan bahwa gerakan tiba-tiba pada patahan menimbulkan gerak awal gelombang yang bersifat kompresi dan dilatasi. Gerak kompresi (O) dan dilatasi (∆) ini akan terdistribusi di sekitar sumber gempa bumi dalam empat kuadran (Gambar 2.3). Dua bidang yang saling tegak lurus memisahkan daerah kompresi dan dilatasi disebut sebagai bidang nodal. Salah 11 satu dari bidang nodal ini adalah bidang patahan (fault plane) dan yang lain adalah bidang bantu (auxiliary plane). O ∆ ∆ O Gambar 2.3. Distribusi gerak awal gelombang P kompresi dan dilatasi hasil pergerakan patahan. 2.2.2 Mekanisme dan Klasifikasi Gempa Bumi Lempeng samudera yang rapat massanya lebih besar ketika bertumbukkan dengan lempeng benua di zona tumbukan (subduksi) akan menyusup ke bawah. Gerakan lempeng itu akan mengalami perlambatan akibat gesekan dari selubung bumi. Perlambatan gerak itu menyebabkan penumpukkan energi di zona subduksi dan zona patahan. Akibatnya di zona-zona itu terjadi tekanan, tarikan, dan geseran. Pada saat batas elastisitas lempeng terlampaui, maka terjadilah patahan batuan yang diikuti oleh lepasnya energi secara tiba-tiba. Proses ini menimbukan getaran partikel ke segala arah yang disebut gelombang gempa bumi (Rasmid, 2006). Gempa bumi berdasarkan penyebab terjadinya dapat dikelompokkan menjadi empat macam, yaitu gempa bumi runtuhan (collapse earthquake), gempa bumi buatan, gempa bumi vulkanik (vulcanic earthquake), dan gempa bumi 12 tektonik (tectonic earthquake). Gempa bumi tektonik merupakan yang signifikan terjadi di bumi secara menyeluruh (Rasmid, 2006). Menurut Mogi pada tahun 1967 (Rasmid, 2006), pola umum gempa bumi dibedakan dalam tiga jenis: a. Tipe 1, yaitu gempa bumi utama (main shock) terjadi tanpa didahului oleh gempa bumi pendahuluan (fore shock), tetapi diikuti oleh banyak gempa bumi susulan (after shock). Gempa bumi tipe ini biasanya terjadi di daerah yang mempunyai medium homogen dengan stress yang bekerja hampir merata. Sebagian besar gempa bumi tektonik yang terjadi di bumi tergolong jenis ini. b. Tipe II, yaitu sebelum gempa bumi utama (main shock) terjadi, didahului oleh gempa-gempa pendahuluan dan kemudian diikuti oleh gempa susulan yang cukup banyak. Gempa bumi tipe ini terjadi pada daerah dengan struktur batuan yang tidak seragam dengan distribusi stress yang bekerja juga tidak seragam. c. Tipe III, yaitu gempa bumi yang tidak mempunyai gempa utama (main shock). Gempa bumi tipe ini disebut gempa bumi swam dan gempa bumi ini biasanya dalam daerah yang terbatas. Pada umumnya gempa bumi ini terjadi di daerah gunung api dan pada daerah yang struktur mediumnya tidak seragam dengan stress yang bekerja terkonsentrasi pada area yang terbatas. 2.2.3 Magnitudo dan Intensitas Gempa Bumi Magnitudo suatu gempa bumi adalah suatu ukuran dari energi yang dilepaskan dari hiposenternya. Suatu pelepasan energi yang sangat besar akan menghasilkan amplitudo-amplitudo yang sangat tinggi, oleh karena itu magnitudo-magnitudonya pun akan besar. Magnitudo digambarkan menurut skala 13 Richter, yaitu suatu sistem yang dinamai menurut nama ahli seismologi Charles F. Richter. Sedangkan intensitas bukan merupakan parameter sumber gempa bumi, tetapi merupakan suatu konsepsi untuk mengukur secara langsung akibat gempa bumi yang terjadi di permukaan bumi. Berbeda dengan magnitudo yang harus diukur dengan mengunakan alat, maka intensitas dapat diukur menggunakan pengamatan visual terhadap pengaruh gempa di permukaan bumi (Sianturi, 2005). 2.2.4 Gerak Awal Gelombang P di Permukaan Bumi Gerak awal gelombang P yang tercatat sebagai seismogram di permukaan bumi, berkaitan erat dengan mekanisme gerak pada sumber gempa bumi. Byerley pada tahun 1938 (Rusydi, 1998) mengajukan konsep extended distance dan focal sphere untuk menjelaskan hubungan gerak awal gelombang pada bola fokus dan gerak gelombang yang sampai ke stasiun pada permukaan bumi. Konsep extended distance menjelaskan bahwa arah gerak awal gelombang yang terjadi pada sumber gempa bumi dan yang tercatat pada stasiun di permukaan bumi adalah sama. Bola fokus adalah suatu ilustrasi dari sebuah bola satuan yang secara konseptual berada di sekitar fokus gempa bumi dalam medium yang homogen dan garis edar gelombangnya berupa suatu garis lurus. Bola fokus dapat digunakan untuk menunjukkan pola radiasi, dengan informasi yang tercatat pada seismometer (terdistribusi di atas permukaan bumi) dapat ditransferkan kembali ke bola fokus. 14 bola fokus ih Rh i0 R0 Gambar 2.4. Bola fokus. Keterangan Gambar 2.4: R0 = jari-jari bumi Rh = jarak radial hiposenter dari pusat bumi i0 = sudut datang di stasiun ih = sudut keberangkatan 2.3 Gelombang Seismik Menurut Jack L. Flinner (Tipler, 1991), gelombang seismik adalah gelombang berfrekuensi sangat rendah yang menjalar menembus bumi. Pergeseran tiba-tiba segmen-segmen kerak bumi yang dibatasi oleh zona-zona patahan dapat menghasilkan gelombang-gelombang seismik. Hal ini memungkinkan para ahli geologi dan ahli geofisika untuk memperoleh pengetahuan tentang struktur bagian dalam bumi. Seperti gelombang lainnya, laju gelombang seismik bergantung pada sifat-sifat medium tempat gelombang menjalar, terutama oleh rigiditas dan kerapatan medium. Pada permukaan batas antara dua medium, gelombang seismik sebagian dipantulkan dan sebagian direfraksikan. Sifat-sifat fisika medium memiliki efek-efek yang menonjol pada 15 pola transmisi gelombang seismik. Rigiditas dan kerapatan bahan-bahan yang membentuk bumi berubah-ubah terhadap kedalaman, dan nilai-nilainya secara khusus sangat penting untuk analisis yang akurat. Lebih lanjut, intensitas gelombang yang terpantulkan dapat begitu kecil, sehingga sensitivitas detektor yang digunakan harus besar sekali. Gerakan batuan yang tiba-tiba di sepanjang celah pada sesar bumi menimbulkan getaran (vibration) yang mentransmisikan energi dalam bentuk gelombang (wave). Gelombang yang merambat di sela-sela bebatuan di bawah permukaan bumi disebut gelombang badan (body wave). Sedangkan gelombang yang merambat dari episenter ke sepanjang permukaan bumi disebut dengan gelombang permukaan (surface wave) (Baxter, 2000). Menurut Bolt (Baxter, 2000), gelombang badan terdiri dari gelombang P (primer) dan S (sekunder). Gelombang P (Gambar 2.5a) merupakan gelombang dengan kecepatan terbesar (± 5.5 km/dtk dalam granit) dan gelombang pertama yang tercatat pada seismograf. Gelombang P dapat menjalar melalui material cair dan padat. Gelombang S (Gambar 2.5b) menjalar lebih lambat dari gelombang P (± 3.0 km/dtk dalam granit). Gelombang S hanya dapat menjalar melalui material padat. Gelombang permukaan terdiri dari gelombang Love dan Rayleigh. Gelombang permukaan menjalar lebih lambat dari gelombang badan dan biasanya menyebabkan kerusakan terbesar di permukaan bumi. Gelombang Love and Rayleigh (Gambar 2.5c dan 2.5d) merupakan dua tipe gelombang permukaan. Gelombang Love merambat lebih cepat dari gelombang Rayleigh dengan arah 16 gerakan horizontal tegak lurus terhadap arah propagasi sedangkan gerakan dari gelombang Rayleigh dalam bidang vertikal sejajar dengan arah gelombang propagasi (Baxter, 2000). Gambar 2.5. Gerakan tanah yang dihasilkan oleh empat tipe gelombang seismik. Anak panah hitam menunjukkan arah penjalaran gelombang. Garis panah merah menunjukkan gerak partikel batuan atau vibrasi (Baxter, 2000). 2.4 Mekanisme Fokus Gempa Bumi 2.4.1 Sesar Bumi (Earth Fault) dan Orientasinya Menurut Baxter (2000), sesar (fault) adalah celah pada kerak bumi yang berada di perbatasan antara dua lempeng tektonik. Gempa bumi sangat dipengaruhi oleh pergerakan batuan dan lempeng pada sesar ini. Terdapat tiga jenis sesar penyebab gempa bumi, yaitu sesar turun, sesar naik, dan sesar geser. Selain ketiga jenis sesar tersebut, dikenal pula sesar yang merupakan kombinasi antara sesar mendatar dan sesar naik/turun yang disebut oblique fault. Bila batuan yang menumpu merosot ke bawah akibat batuan penumpu di kedua sisinya bergerak saling menjauh, sesarnya dinamakan sesar normal (normal 17 fault). Bila batuan yang menumpu terangkat ke atas akibat batuan penumpu di kedua sisinya bergerak saling mendorong, sesarnya dinamakan sesar terbalik (reverse fault). Bila kedua batuan pada sesar bergerak saling bergeser horisontal, sesarnya dinamakan sesar geseran-jurus (strike-slip fault). Orientasi bidang patahan ditentukan oleh parameter bidang patahan yang terdiri dari strike, dip, dan rake (Gambar 2.7). 1. Strike (φ) : Adalah sudut yang dibentuk oleh jurus sesar dengan arah utara. Strike diukur dari arah utara kearah timur searah dengan jarum jam hingga jurus patahan (0° ≤ φ ≤ 360 2. Dip (δ) : Adalah sudut yang dibentuk oleh bidang sesar dengan bidang horisontal dan diukur pada bidang vertical dengan arahnya tegak lurus jurus patahan (0° ≤ δ ≤ 360°). 3. Rake (λ) : Adalah sudut yang dibentuk arah slip dan jurus patahan. Rake berharga positif pada patahan naik (Thrust Fault) dan negative pada patahan turun (Normal Fault).(- 180° ≤ λ ≤ 180° ). Gambar 2.6. Arah bidang patahan (Rasmid, 2006). 18 Gambar 2.7. Parameter bidang sesar mekanisme fokus gempa ( Suetsugu,1995) (Dip Angle) adalah sudut yang dibentuk antara bidang sesar dengan bidang horizontal. Vektor kemiringan (Dip Vektor) adalah vektor yang searah dengan kemiringan bidang sesar, sedangkan Vektor strike (Strike vector) adalah vektor yang sejajar dengan arah strike sesar. Arah pergerakan sesar secara umum dapat dibedakan menjadi 3 jenis, yaitu : 1. Dip Slip Movement : Pergerakan sesar terjadi dalam arah sejajar dengan sudut kemiringan sesar. Pergerakan yang dominan adalah arah vertical. 2. Strike Slip Movement : Pergerakan dasar terjadi dalam arah sejajar dengan sudut strike sesar. Pergerakan yang dominant adalah arah horizontal. 3. Kombinasi antara Dip Slip Movement dan Strike Slip Movement. Sykes et al. (1968) (Sianturi, 1997) mengatakan bahwa jika parameterparameter strike (φ), dip (δ), dan rake (λ) diketahui maka dapat ditentukan jenis sesar, yaitu 1. Sesar turun atau (normal fault), bila hanging wall pada sesar tersebut relatif turun terhadap foot wall. Parameter sesar jenis ini akan memenuhi nilai δ = 0 dan δ = π/2 (π = radian / 180°) serta nilai λ terletak dalam rentang (-π;0) 19 Gambar 2.8 Sesar turun ( normal fault ). ( suetsugu, 1995 ) 2. Sesar naik (reverse fault atau thrust fault), bila hanging wall pada sesar tersebut relatif naik terhadap foot wall parameter jenis ini memiliki nilai δ = 0 dan δ = πt/2 dan λ terletak dalam rentang (π,0)' Gambar 2.9 Sesar naik ( thrust fault ). ( suetsugu, 1995 ) 3. Sesar mendatar (strike slip fault) bila arah gerakan relatif masing-masing blok pada sesar tersebut sejajar dengan jurus (strike). Parameter jenis ini memiliki nilai δ = π/2 dan λ = 0 atau π. Sesar jenis ini dapat dibagi lagi menjadi dua jenis yaitu left-lateral slip fault bila nilai λ = 0 dan right-lateral slip fault bila nilai λ = π; Gambar 2.10. Sesar mendatar ( strike slip fault ). ( suetsugu, 1995 ) 20 4. Gerakan kombinasi antara sesar mendatar dengan sesar naik atau turun disebut oblique fault, Gambar 2.11. Tipe-tipe sesar (Baxter, 2000). Dari diagram bola fokal dengan menggunakan proyeksi luasan sama (equel area projection), dapat dibaca orientasi bidang nodal yaitu strike, dip dan rake/slip. Hal penting untuk menentukan orientasi diagram tersebut adalah salah satu dari dua bidang nodal harus menjadi arah sesar gempa (Rasmid, 2006). Gambar 2.12. Interpretasi bidang sesar pada diagram mekanisme fokus. 21 2.4.2 Penentuan Epicenter Pada perhitungan jarak episenter dilakukan koreksi lintang bumi, hal ini disebabkan karena bumi tidak persis berbentuk bola melainkan ellips (Sianturi, 1997). Y y b a φ’ φ X x Gambar 2.13. Parameter referensi ellipsoida. Keterangan Gambar 2.13 a : sumbu semi-major b : sembu semi-minor φ’ : lintang geocentric φ : lintang geodetic Posisi lintang geosentris dengan koreksi ellipsitas dapat ditulis: [ ] φ ' = tan −1 (1 − f )2 tan φ = tan −1 [0,993277tan φ ]............................................(2.1) Cosinus arah geosentris a, b, dan c adalah: a = cosφ' cosα; b = cosφ ' sin α; c = sin φ'....................................................(2.2) 22 Jarak episenter dapat dihitung dengan menggunakan persamaan: ∆ = cos −1 (ae a s + be bs + ce c s )........................................................................(2.3) Dengan α sebagai posisi busur bumi. Indeks s dan e masing-masing menyatakan stasiun dan episenter. 2.4.3 Deskripsi Matematis Bidang Sesar dan Kemiringan (Slip Vector) Bidang sesar dan kemiringan (Slip Vektor) dapat dideskripsikan secara matematis dengan ilustrasi bidang sesar berikut : N φs δ E n e λ d c Fault D Gambar 2.14. Orientasi bidang sesar yang terdiri dari strike, Dip, dan Rake Dalam sistem koordinat ( x, y, z ) = ( North, East, Down ) dengan nilai n sebagai berikut: ........................................ (2.4) Nilai jurus ( strike ) pada gambar adalah: ...........................................................................(2.5) Sedangkan e adalah vektor bidang vertikal antara dua bidang sesar yang saling berpotongan terletak pada : 23 .............................. (2.6) vektor e dan c merupakan bidang sesar yang saling tegak lurus, sehingga nilai sudut rake ditentukan dengan : .....................................................................................(2.7) Dari persamaan (2.4), (2.5), (2.6), dan (2.7) akan didapat nilai vektor kemiringan (slip) antara dua bidang sesar yang saling tegak lurus adalah : 2.5 Teori Pegas Elastis Proses terjadinya gempabumi tektonik dapat didefinisikan sebagai berikut. Misalkan dua lempeng yang saling bergerak relative terhadap sesamanya, pergerakan ini menimbulkan gesekan di sepanjang bidang batas kedua lempeng tersebut. Gesekan kedua lempeng tersebut diasumsikan bersifat elastic, dapat menimbulkan suatu energi yang disebut energi elastic. Kalau hal ini terjadi terus menerus, maka terjadi akumulasi energi yang besar, pada saat kondisi tertentu dimana batuan tersebut tidak mampu menahan lagi stress/tekanan/gaya yang ditimbulkan oleh gerakan relative tersebut, energi elastic yang terakumulasi akan dilepaskan secara tiba-tiba dalam bentuk gelombang elastic yang menjalar ke segala arah maka gempabumi tersebut terjadi dan dirasakan sebagai suatu getaran. Terjadinya gempabumi dapat dijelaskan dengan teori pegas elastis (Elastic Rebound Theory) pada gambar 2.15. 24 Gambar 2.15. Mekanisme gempabumi yang menjadi sumber gempa tektonik. Garis tebal vertikal menunjukan pecahan atau sesar pada bagian bumi yang padat. Pada keadaan I menunjukan suatu lapisan yang belum terjadi perubahan bentuk geologi. Karena di dalam bumi terjadi gerakan yang terusmenerus, maka akan terdapat stress yang lama kelamaan akan terakumulasi dan mampu merubah bentuk geologi dari lapisan batuan. Keadaan II menunjukan suatu lapisan batuan telah mendapat dan mengandung stress dimana telah terjadi perubahan bentuk geologi. Untuk daerah A mendapat stress ke atas, sedang daerah B mendapat stress ke bawah. Proses ini berjalan terus sampai stress yang terjadi (dikandung) di daerah ini cukup besar untuk merubahnya menjadi gesekan antara daerah A dan daerah B. Lama kelamaan karena lapisan batuan sudah tidak mampu lagi untuk menahan stress, maka akan terjadi suatu pergerakan atau perpindahan yang tiba-tiba sehingga terjadilah patahan. Peristiwa pergerakan secara tiba-tiba ini disebut gempabumi. Pada keadaan III menunjukan lapisan batuan yang sudah patah, karena adanya pergerakan yang tiba-tiba dari batuan tersebut. Gerakan perlahan-lahan sesar ini akan berjalan terus, sehingga seluruh proses diatas akan diulangi lagi dan sebuah gempa akan terjadi lagi setelah beberapa waktu lamanya, demikian seterusnya. 25 2.6 Teori Dasar Mekanisme Fokus Gempa bumi disebabkan oleh sesar, oleh karena itu energi yang dirambatkan menghasilkan pola gelombang seismik yang dapat berlawanan pada bagian sisi sesar yang berlawanan pula. Gambar 2.16 menunjukkan bahwa jika terjadi sesar mendatar dextral (geser kiri), stasiun pada lokasi kuadran II dan IV akan menerima tarikan, sementara lokasi pada kuadran I dan III akan menerima tekanan. Akibatnya pergeseran pertama untuk gelombang P akan ke bawah untuk tarikan dan ke atas untuk tekanan (Santoso, 2002). Cara mengidentifikasi sifat macam gempa semacam ini disebut mekanisme fokus gempa. Dengan teknik semacam ini setiap gempa yang terjadi dapat dianalisa sebagai hasil dari sesar normal, sesar naik maupun sesar mendatar. Masing-masing arah jurus dan kemiringannya dapat juga ditentukan (Santoso, 2002). II III I IV Gambar 2.16. Lokasi daerah yang akan mengalami tarikan dan tekanan pada sesar tegak dengan pergeseran mendatar. 26 2.6.1 Teori Kopel Tunggal dan Kopel Ganda Untuk menerangkan mekanisme fokus gempa, terdapat dua hipotesa model gaya yang dipakai, yakni yang dikenal sebagai sistem gaya tipe 1 yang berupa kopel tunggal dan sistem gaya tipe 2 yang berupa kopel ganda (Gambar 2.17 dan 2.18). Hipotesa model gaya ini diperkenalkan oleh Honda pada tahun 1957. Menurut Honda, untuk gempa bumi pada dasarnya disebabkan oleh sistem gaya tipe II (Sianturi, 1997). Teori kopel tunggal menyatakan bahwa di dalam sumber gempa bekerja dua gaya yang sama dan berlawanan arah dan berlaku sebagai momen. Sedangkan teori kopel ganda menyatakan bahwa pada sumber gempa bumi bekerja empat gaya yang sama besar dan berlawanan arah yang berlaku sebagai sepasang momen gaya yang saling tegak lurus. Gambar 2.17. Pola radiasi untuk sistem gaya kopel tunggal (Rasmid, 2006). 27 Gambar 2.18. Pola radiasi untuk sistem gaya kopel Ganda (Rasmid, 2006). Konsep mengenai solusi mekanisme fokus gempa dengan menggunakan gerakan awal gelombang P dibangun dari teori Bingkas Elastis oleh Reid pada tahun 1910 (Waluyo, 1992). 2.6.2 Polaritas Gerakan Pertama Gelombang P Suetsugu (1995) menyatakan bahwa mekanisme fokus gempa merupakan metode peninjauan bidang sesar yang meliputi strike, dip, rake dan slip. Mekanisme fokus gempa dapat ditentukan dengan beberapa cara, antara lain dengan menggunakan polaritas gerakan pertama gelombang P (longitudinal). Polaritas gerakan pertama gelombang P menggambarkan dua kutub yang berlawanan yaitu kutub kompresi (arah gerakan naik atau dorongan) dan dilatasi (arah gerakan turun atau tarikan) tergantung pada arah gerakan tersebut menjauhi atau mendekati hiposenter. Arah gerakan pertama gelombang P tersebut dapat dilihat pada seismogram dari masing-masing stasiun seismograf. Secara sistematis 28 polarisasi gerakan tersebut ditentukan oleh azimuth dan jarak dari hiposenter ke stasiun seismograf. Gambar 2.19 menunjukkan contoh polarisasi gelombang P. Lingkaran penuh menggambarkan gerakan pertama gelombang P ke atas (kompresi) dan lingkaran kosong menggambarkan gerakan gelompang P ke bawah (dilatasi). Dua garis patah-patah yang saling tegak lurus memisahkan kelompok gerakan kompresi dan gerakan dilatasi. Kedua garis itu dinamakan garis nodal dimana tidak terdapat gerakan gelombang P di sepanjang garis tersebut. Kelompokkelompok gerakan kompresi dan dilatasi yang dipisahkan oleh garis nodal dinamakan kuadran yang letaknya saling berhadapan, saling tegak lurus dan luasnya sama besar. Gambar 2.19. Polarisasi gerakan pertama gelombang primer gempa Saitama Jepang 1931. Sejak model ini ditemukan tahun 1917 banyak sekali analisis telah dilakukan terhadap gempa bumi yang hampir semua hasilnya menggambarkan pola-pola sistematis gerakan awal gelombang P seperti tersebut di atas. 29 Pengamatan in menunjukkan bahwa hampir semua mekanisme pergerakan pusat gempa dapat dijelaskan dengan sistem gaya sederhana. Sejak tahun 1960 an model kopel ganda telah ditetapkan dan banyak digunakan oleh para pakar di bidang seismologi sebagai sistem gaya yang dapat menjelaskan polarisasi gerakan awal gelombang gempa secara ilmiah. Gambar 2.20. Data dari permukaan diinterpretasikan dalam 3 dimensi. 30 2.6.3 Teori Mekanisme Dengan Metode Impuls Pertama Gelombang Primer (P) Ketika gempabumi terjadi maka gelombang gempa bumi akan terpancarkan ke segala arah berbentuk phase gelombang. Phase awal yang tercatat lebih dahulu ialah gelombang P, karena memiliki kecepatan terbesar dari pada gelombang yang lainnya. Arah gerakan pertama impuls dari gelombang P inilah yang kemudian di amati untuk mempelajari fokal mekanisme. Hal ini dapat disebabkan karena gelombang P yang paling jelas pembacaannya. dan alat yang digunakan pada umumnya ialah seismograf tipe vertical sehingga pembacaan gelombang S menjadi sulit. Selain untuk menetukan gerakan awal gempa dan studi solusi bidang sesar, metode ini penting untuk menetukan gerakan dari plate tektonik dan penting untuk menetukan gerakan relative dari Lithiosfer. Solusi untuk menetukan arah dan orientasi menyebabkan terjadinya bidang sesar yang disebut sebagai "Fault-Plane Solution". Ada beberapa ketentuan dalam mempelajari solusi bidang sesar ini : a. Arah gerak awal gelombang P harus dianggap sama atau sesuai dengan arah gaya kopel yang bekerja di sumber gempa Dalam mekanisme gempa bumi terdapat dua hipotesa yang berlaku. Pertama adalah teori kopel tunggal yang menyatakan bahwa didalam sumber gempa bekerja dua gaya yang sama besar dan berlawanan arahnya dan berlaku sebagai momen. 31 Sedangkan teori kopel ganda menyatakan bahwa pada sumber bekerja empat gaya yang sama besar dan berlaku sebagai pasangan momen gaya yang saling tegak lurus. b. Focus harus dianggap berbentuk bola didalam bumi dimana bumi dianggap homogen isotropic. Pada dasarnya solusi bidang sesar adalah mencari dua bidang nodal orthogonal (orthogonal nodal plane) yang memisahkan gerakan pertama gelombang dalam kuadran kompresi dan dilatasi pada bola fokusnya. Bola focus adalah suatu ilustrasi dari sebuah bola yang berpusat di sumber gempa. Bola focus meliputi jejak seismic yang menjalar dari sumber gempa sampai ke stasiun penerima. Untuk menetukan posisi suatu titik pada bola focus yang memuat informasi impuls pertama gelombang primer (P) compresi atau dilatasi, maka yang dipergunakan koordinat sudut sinar (i, (D), I menyatakan sudut keberangkatan gelombang yang lazim disebut incident angel. Dapat dihitung dari persamaan : Sin I = P.V .(h) …………………………………………(2.7) R−h Dimana : P = Ray parameter V(h) = Kecepatan gelombang pada kedalaman h R = Jari jari bumi 32 2.6.4 Diagram Mekanisme Fokus Gempa Studi mekanisme pusat gempa bertujuan untuk menentukan model sesar gempa berdasarkan bidang nodal dari hasil pengamatan polaritas gelombang P yang dipancarkan oleh hipocenter. Jika stasiun seismograf yang melingkupi pusat gempa cukup banyak maka dengan mudah dapat dipisahkan antara kelompok stasiun yang merekam kompresi dan kelompok stasiun yang merekam dilatasi. Kadang-kadang jumlah stasiun tidak cukup sehingga tidak semua gempa dapat ditentukan solusi mekanisme pergerakan pusat gempanya. Untuk menggambarkan distribusi polaritas gerakan awal gelombang P secara global dapat digunakan prosedur grafik untuk menentukan dua bidang nodal. Hipocenter diasumsikan sebagai bola dengan radius sangat kecil yang disebut bola pusat gempa (gambar 2.21). Gelombang gempa mencapai stasiun seismograf S meninggalkan bola pusat gempa dengan sudut elevasi i dan azimuth Φ. Φ adalah azimuth stasiun penerima yang diukur dari titik utara epicenter ke stasiun penerima searah jarum jam. Dan basil pengukuran Φ dan I serta penentuan phase gelombang P, kemudian diplot pada bola focus. Ditentukan S pada bola pusat gempa dengan polaritas gelombang P kompresi atau dilatasi yang diamati di stasiun seismograf S. Prosedur ini dilakukan untuk semua stasiun yang merekam getaran gempa sehingga diperoleh polaritas gelombang P secara global yang yang dipancarkan dari hipocenter. Metode ini didasarkan pada kenyataan bahwa polaritas gerakan awal gelombang langsung P tidak berubah selama penjalarannya sehingga polaritas pada bola pusat gempa masih sama dengan polaritas pada hipocenter. Untuk kasus 33 gelombang seismik refleksi seperti gelombang P, polaritas gerakan awal akan berubah sebaliknya setelah meninggalkan bidang'refleksi. Karena bola pusat gempa merupakan bentuk dimensi ruang maka polaritas gerakan awal gelombang P akan terdistribusi dalarn tiga dimensi. Hal ini sangat sulit untuk diinterpretasikan secara visual (gambar 2.21). Untuk mengatasi masalah tersebut perlu dibuat proyeksi dari bentuk tiga dimensi ke bentuk dua dimensi yang disebut sebagai diagram mekanisme pusat gempa yang lebih mudah dibuat interpretasinya secara visual (gambar 2.22). Gambar 2.21. Bola pusat gempa yang menggambarkan hypocenter Gambar 2.22. Gambaran 3 dimensi radiasi gelombang gempa model kopel ganda. 34 Gambar 2.23. Proyeksi bola pusat gempa ke bidang equatorial. Sebelum membuat diagram mekanisme pusat gempa perlu ditentukan lebih dahulu bagaimana cara menginterprestasikannya. Gambar 2.23 menunjukkan cara memproyeksikan dari bola pusat gempa ke diagram pusat gempa. Pada model kopel ganda pola radiasi gelombang seismik simetri dengan hipocenter sehingga yang dapat diproyeksikan hanya setengah bola pusat gempa. Bola pusat gempa dibelah menjadi dua (bagian atas dan bawah) oleh bidang horizontal yang melalui hipocenter. Polaritas data S' (kompresi atau dilatasi) pada belahan bola bagian bawah diproyeksikan ke titik pada diagram. Polaritas data pada belahan bola bagian atas simetri dengan data yang ada di belahan bola bagian bawah. Dua bidang nodal dinyatakan pada diagram sebagai dua garis (gambar 2.24). Karena dua bidang 35 tersebut tegak lurus satu sama lain maka masing-masing bidang saling berpotongan melalui pusatnya. Pusat ini merupakan vektor yang tegak lurus bidang. Arah vektor yang menjauhi hipocenter ditandai dengan titik potong antara vektor dan bola pusat gempa yang dinyatakan titik pada diagram. Gambar 2.24 menunjukkan titik potong tersebut sebagai titik A dan B pada garis nodal b dan a. Gambar 2.24. Orthogonalitas dua bidang nodal. Dua garis nodal membagi diagram ke dalam empat kuadran kompresi dan dilatasi gelombang seismik. Kuadran kompresi biasanya dinyatakan dengan gambar arsiran. Pada diagram dapat dibaca parameter bidang nodal yang terdiri dari sudut strike, dip, dan rake (slip). Penting untuk diketahui bahwa salah satu dari bidang nodal merupakan sesar/patahan gempa. 36 Gambar 2.25. Bidang proyeksi luasan sama (bidang stereografis) Gambar 2.25 digunakan untuk menentukan parameter bidang sesar/patahan dari diagram mekanisme pusat gempa. Bagian kanan gambar tersebut digunakan untuk menggambar garis nodal. Sedangkan bagian kiri digunakan untuk menentukan azimuth dan sudut busur pada garis nodal. Garis horizontal digunakan untuk menentukan sudut atau bidang nodal yang diukur dari garis vertikal. Prosedur untuk menentukan parameter bidang sesar dapat dijelaskan sebagai berikut : 1. Untuk menentukan strike, posisi hanging wall di sebelah kanan arah strike dan diukur searah jarum jam dari arah utara (gambar 2.26). 2. Dip diukur dengan menggunakan setengah lingkaran bagian kanan gambar 2.26. 37 Gambar 2.26. Pengukuran sudut strike dan dip pada diagram. 3. Sumbu tekanan P dan sumbu tarikan T terletak pada titik 45° dari dua titik A dan B (gambar 2.27). Sumbu P di kuadran dilatasi dan sumbu T di kuadran kompresi dengan gambar arsiran. Perpotongan antara dua garis nodal disebut sumbu N (null) yang merupakan arah stress nol. Sumbu P, T, dan N ditentukan oleh azimuth (diukur searah jarum jam dari arah utara) dan plunge (diukur ke arah bawah dari horizontal). Kedua sudut tersebut diukur dengan menggunakan kertas stereografis. Tekanan dan tarikan menunjukkan arah gaya yang bekerja pada hipocenter, sedangkan kompresi dan dilatasi merupakan arah gerakan awal gelombang P seismogram. 38 Gambar 2.27. Penentuan sumbu P dan T 45° dari dua kutub pada garisnodal. Jika pusat diagram (hipocenter) berada di kuadran kompresi (arsiran) maka sesar gempa disebut reverse fault dan jika berada di kuadran dilatasi maka disebut normal fault. Dengan kata lain bila sumbu T berada pada satu kuadran dengan pusat diagram akan diperoleh reverse fault. Sebaliknya bila sumbu P berada dalam kuadran yang sama dengan hipocenter maka akan dihasilkan normal fault. Jika pusat diagram berada pada atau dekat dua garis nodal maka akan dihasilkan strike slip fault. 4. Vektor slip untuk satu bidang nodal tegak lurus pada bidang nodal lainnya sehingga vektor slip untuk bidang nodal berhubungan dengan kutub vektor bidang nodal lainnya. 39 Rake dari vektor slip didefmisikan dengan sudut antara arah strike dan vektor slip (kutub vektor), Atau dengan kata lain : 1. Untuk normal fault, rake dari bidang nodal ditandai dengan – (sudut antara strike bidang dan kutub bidang yang lain). 2. Untuk reverse fault rake bidang nodal diperoleh dengan 180° - (sudut antara strike bidang dan kutub bidang yang lain). Sudut rake diukur menggunakan setengah lingkaran bagian gambar stereografis. Sudut rake negatif untuk normal fault karena sudut rake negatif menunjukkan bahwa hangingwall block bergerak turun secara relatif terhadap footwall block. Untuk reverse fault bila vektor slip menunjuk ke arah atas dan diukur sudut antara arah strike dan kutub pada setengah lingkaran bagian atas. Untuk membuat diagram mekanisme pusat gempa digunakan setengah bola bagian bawah kemudian mengkonversi sudut yang telah diukur pada setengah bola bagian bawah ke sudut rake dengan mengurangkan sudut tersebut dari 1800. Gambar 2.28. Penentuan sudut rake pada reverse fault dan normal fault 40 Gambar 2.29. Penentuan tipe sesar dengan sudut rake (slip) 2.7 Pola Tektonik Daerah Sumatera Pulau Sumatera merupakan bagian dari Lempeng Eurasia yang bergerak relatif ke arah tenggara dan berinteraksi dengan Lempeng Hindia-Australia yang terletak di sebelah barat Pulau Sumatera yang bergerak relative kearah utara dengan kecepatan sekitar 6cm/tahun. Zona pertemuan anatra kedua lempeng tersebut membentuk palung dengan kedalaman berkisar 4500 meter hingga 7000 meter, yang dikenal dengan nama zona tumbukan atau zona subduksi. Zona subduksi merupakan sumber gempabumi di laut yang berpotensi membangkitkan tsunami apabila gempabumi tersebut magnitudonya besar,kedalaman dagkal mekanismenya patahan naik serta terjadi perubahan morfologi secara vertical di bawah laut. 41 Disamping itu akibat benturan tersebut terbentuklah patahan-patahan di Pulau Sumatera. Salah satu patahan tersebut adalah patahan yang memanjang sepanjang Pulau sumatera mulai dari Aceh hingga Teluk semangko. Propinsi Lampung yang dikenal dengan nama Sesar Besar Sumatera. Sesar ini merupakan sesar aktif yang dibuktikan sering terjadinya gempabumi bersumber di darat akibat pergerakannya. Gempabumi yang bersumber di darat akibat pergerakan sesar aktif, meskipun magnitudonya tidak terlalu besar namun berpotensi terjadinya bencana, karena sumbernya dangkal, dekat dengan permukiman dan aktivitas penduduk. Disamping itu terdapat juga sesar-sesar aktif kecil lainnya yang pernah mengakibatkan terjadinya gempabumi. Model tektonik lempeng Indonesia dalam satu pola konvergen telah dibuat oleh Hamilton (1970) dan Katili (1971). Sistem busur subduksi Sumatera dibentuk oleh penyusupan lempeng samudra di bawah lempeng benua. Lempeng benua tebal dan tua ini meliputi busur volkanik berumur Perm, Kapur dan Tersier (Katili, 1973). Sedimen elastis sangat tebal menyusup di subduksi Sumatera (Hamilton, 1973) dan sedimen yang tebal didorong ke atas membentuk rangkaian kepulauan. Sejarah tektonik Pulau Sumatera berhubungan erat dengan dimulainya peristiwa pertumbukan antara lempeng India-Australia dan Asia Tenggara, sekitar 45,6 juta tahun lalu, yang mengakibatkan rangkaian perubahan sistematis dari pergerakan relatif lempeng-lempeng disertai dengan perubahan kecepatan relatif antar lempengnya berikut kegiatan ekstrusi yang terjadi padanya. Gerak lempeng India-Australia yang semula mempunyai kecepatan 86 milimeter / tahun menurun 42 secara drastis menjadi 40 milimeter/tahun karena terjadi proses tumbukan tersebut. Penurunan kecepatan terus terjadi sehingga tinggal 30 milimeter/tahun pada awal proses konfigurasi tektonik yang baru (Char-shin Liu et al, 1983 dalam Natawidjaja, 1994). Setelah itu kecepatan mengalami kenaikan yang mencolok sampai sekitar 76 milimeter/tahun (Sieh, 1993 dalam Natawidjaja, 1994). Proses tumbukan ini, menurut teori “indentasi” pada akhirnya mengakibatkan terbentuknya banyak sistem sesar geser di bagian sebelah timur India, untuk mengakomodasikan perpindahan massa secara tektonik (Tapponier dkk, 1982). Keadaan Pulau Sumatera menunjukkan bahwa kemiringan penunjaman, punggungan busur muka dan cekungan busur muka telah terfragmentasi akibat proses yang terjadi. Kenyataan menunjukkan bahwa adanya transtensi (trans-tension) Paleosoikum tektonik Sumatera menjadikan tatanan tektonik Sumatera menunjukkan adanya tiga bagian pola (Sieh, 2000). Bagian selatan terdiri dari lempeng mikro Sumatera, yang terbentuk sejak 2 juta tahun lalu dengan bentuk, geometri dan struktur sederhana, bagian tengah cenderung tidak beraturan dan bagian utara yang tidak selaras dengan pola penunjaman. Bagian selatan Pulau Sumatera memberikan kenampakan pola tektonik: (1) Sesar Sumatera menunjukkan sebuah pola geser kanan en echelon dan terletak pada 100-135 kilometer di atas penunjaman, (2) lokasi gunungapi umumnya sebelah timur-laut atau di dekat sesar, (3) cekungan busur muka terbentuk sederhana, dengan kedalaman 1 ~ 2 kilometer dan dihancurkan oleh sesar utama, (4) punggungan busur muka relatif dekat, terdiri dari antiform tunggal dan 43 berbentuk sederhana, (5) sesar Mentawai dan homoklin, yang dipisahkan oleh punggungan busur muka dan cekungan busur muka relatif utuh, dan (6) sudut kemiringan tunjaman relatif seragam. Bagian utara Pulau Sumatera memberikan kenampakan pola tektonik: (1) sesar Sumatera berbentuk tidak beraturan, berada pada posisi 125 ~ 140 kilometer dari garis penunjaman, (2) busur vulkanik berada di sebelah utara sesar Sumatera, (3) kedalaman cekungan busur muka 1 ~ 2 kilometer, (4) punggungan busur muka secara struktural dan kedalamannya sangat beragam, (5) homoklin di belahan selatan sepanjang beberapa kilometer sama dengan struktur Mentawai yang berada di sebelah selatannya, dan (6) sudut kemiringan penunjaman sangat tajam. Bagian tengah Pulau Sumatera memberikan kenampakan tektonik: (1) sepanjang 350 kilometer potongan dari sesar Sumatera menunjukkan posisi memotong arah penunjaman, (2) busur vulkanik memotong dengan sesar Sumatera, (3) topografi cekungan busur muka dangkal, sekitar 0.2 ~ 0.6 kilometer, dan terbagi-bagi menjadi berapa blok oleh sesar turun miring , (4) busur luar terpecah-pecah, (5) homoklin yang terletak antara punggungan busur muka dan cekungan busur muka tercabik-cabik, dan (6) sudut kemiringan penunjaman beragam. Proses penunjaman miring di sekitar Pulau Sumatera ini mengakibatkan adanya pembagian / penyebaran vektor tegasan tektonik, yaitu slip-vector yang hampir tegak lurus dengan arah zona penunjaman yang diakomodasi oleh mekanisme sistem sesar anjak. Hal ini terutama berada di prisma akresi dan slipvector yang searah dengan zona penunjaman yang diakomodasi oleh mekanisme sistem sesar besar Sumatera. Slip-vector sejajar palung ini tidak cukup 44 diakomodasi oleh sesar Sumatera tetapi juga oleh sistem sesar geser lainnya di sepanjang Kepulauan Mentawai, sehingga disebut zona sesar Mentawai (Diament, 1992). Selanjutnya sebagai respon tektonik akibat dari bentuk melengkung ke dalam dari tepi lempeng Asia Tenggara terhadap Lempeng Indo-Australia, besarnya slip-vector ini secara geometri akan mengalami kenaikan ke arah baratlaut sejalan dengan semakin kecilnya sudut konvergensi antara dua lempeng tersebut. Gambar 2.30 Tatanan Tektonik Sumatera Pertambahan slip-vector ini mengakibatkan terjadinya proses peregangan di antara sesar Sumatera dan zona penunjaman yang disebut sebagai lempeng mikro Sumatera (Suparka dkk, 1991). Oleh karena itu slip-vector komponen sejajar palung harus semakin besar ke arah barat-laut. Sebagai konsekuensi dari 45 kenaikan slip-vector pada daerah busur-muka ini, maka secara teoritis akan menaikkan slip-rate di sepanjang sesar Sumatera ke arah barat-laut. Pengukuran offset sesar dan penentuan radiometrik dari unsur yang terofsetkan di sepanjang sesar Sumatera membuktikan bahwa kenaikan slip-rate memang benar-benar terjadi (Natawidjaja, Sieh, 1994). Pengukuran slip-rate di daerah Danau Toba menunjukkan kecepatan gerak sebesar 27 milimeter/tahun, di Bukit Tinggi sebesar 12 milimeter / tahun, di Kepahiang sebesar 11 milimeter/tahun (Natawidjaja, 1994) demikian pula di selat Sunda sebesar 11 milimeter/tahun (Zen dkk, 1991) Sesar Sumatera sangat tersegmentasi. Segmensegmen sesar sepanjang 1900 kilometer tersebut merupakan upaya mengadopsi tekanan miring antara lempeng Eurasia dan India–Australia dengan arah tumbukan 10°N-7°S. Sedikitnya terdapat 19 bagian dengan panjang masingmasing segmen 60-200 kilometer, yaitu segmen Sunda (6.75°S-5.9°S), segmen Semangko (5.9°S-5.25°S), segmen Kumering (5.3°S-4.35°S), segmen Manna (4.35°S-3.8°S), segmen Musi (3.65°S-3.25°S), segmen Ketaun (3.35°S-2.75°S), segmen Dikit (2.75°S-2.3°S), segmen Siulak (2.25°S-1.7°S), segmen Sulii (1.75°S -1.0°S), segmen Sumani (1.0°S-0.5°S), segmen Sianok (0.7°S-0.1°N), segmen Barumun (0.3°N-1.2°N), segmen Angkola (0.3°N-1.8°N), segmen Toru (1.2°N2.0°N), segmen Renun (2.0°N-3.55°N), segmen Tripa (3.2°N-4.4°N), segmen Aceh (4.4°N-5.4°N), segmen Seulimeum (5.0°N-5.9°N). Tatanan tektonik regional sangat mempengaruhi perkembangan busur Sunda. Di bagian barat, pertemuan subduksi antara lempeng benua Eurasia dan lempeng samudra Australia mengkontruksikan busur Sunda sebagai sistem busur 46 tepi kontinen (epi-continent arc) yang relatif stabil, sementara di sebelah timur pertemuan subduksi antara lempeng samudra Australia dan lempeng-lempeng mikro Tersier mengkontruksikan sistem busur Sunda sebagai busur kepulauan (island arc) kepulauan yang lebih labil. Perbedaan sudut penunjaman antara propinsi Jawa dan propinsi Sumatera Selatan busur Sunda mendorong pada kesimpulan bahwa batas busur Sunda yang mewakili sistem busur kepulauan dan busur tepi kontinen terletak di selat Sunda. 47 BAB III METODE PENELITIAN 3.1 Waktu dan Tempat Penelitian Penelitian dilakukan selama enam bulan dari Januari 2010 sampai dengan Juni 2010 yang dilaksanakan di Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika, Jl. Angkasa I No. 2 kemayoran Jakarta Pusat. 3.2 Detail Gempa Bumi Hari/ Tanggal : Minggu, 9 Mei 2010 Pukul : 12:59:41 WIB, Lokasi : 3.61 LU – 95.84 BT, 66 km Barat Daya Meulaboh NAD Kedalaman/Kekuatan : 50 km/7.2 SR Pada kasus gempabumi ini BMKG mengeluarkan keputusan berpotensi tsunami. Gambar 3.1. Peta lokasi episenter gempa bumi Meulaboh – NAD 48 3.3 Alat dan Bahan Penelitian Peralatan yang digunakan dalam penelitian ini terdiri dari: Notebook PC Intel Core i3 dengan SDRAM 2048MB DDR3 dan processor 2.26 GHz dengan sistem operasi Windows 7 yang dilengkapi dengan Program-program yang dipakai dalam penelitian ini, yaitu: 3.4 1. Microsoft Office 2007 2. PDFCreator 3. Command Prompt 4. Notepad 5. Dimas. 6. Focal Mechanism: Azmstak, dan Pinv. Data Data yang digunakan dalam penelitian ini adalah data seismik yang berupa data waktu tiba dan arah gerakan pertama gelombang P dari gempabumi kuat yang terjadi yang terjadi di Meulaboh-Nanggroe Aceh Darussalam, 9 Mei 2010 yang diperoleh dari Pusat Gempa Nasional BMKG Pusat Jakarta yang selanjutnya dikonversi agar dapat dibuka oleh program Dimas. Lalu data sekunder gempabumi diperoleh dari database gempa internasional, yang dikelola oleh United States Geological Service (USGS) dan Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika (BMKG) yaitu berupa hasil penelitian mekanisme fokus pada tanggal yang sama. 49 3.5 Tahapan Penelitian Gambar 3.2. Diagram Alir Tahapan Penelitian 50 Langkah-langkah penelitian dalam menyelesaikan mekanisme fokus dengan menggunakan polaritas gelombang P adalah sebagai berikut: 1. Membuka Program Dimas dan memasukan data digital gempa bumi Aceh 9 Mei 2010 yang diperoleh dari BMKG. 2. Menentukan arah gerakan pertama gelombang P (polaritas gelombang P). 3. Mengkonversi faktor c (compresi) yang ditandai dengan gerakan awal gelombang P mengarah keatas menjadi 1 dan faktor d (dilatasi) yang ditandai dengan gerakan awal gelombang P mengarah kebawah menjadi -1 4. Membuka program notepad untuk memasukkan nilai polaritas gelombang, latitude, longitude dan jumlah stasiun yang digunakan, selanjutnya disimpan dalam format DAT yang kemudian data ini akan menjadi input dalam program Azmtak yang akan menghasilkan azimuth, sudut take off 5. Output dari program Azmtak akan menjadi input untuk program Pinv. Output dari program Pinv adalah pengeplotan azimut dan sudut take off dan menghasilkan bidang bola yang di dalamnya terdapat kumpulan polaritas awal gelombang P berupa kompresi maupun dilatasi. Kemudian menentukan mekanisme fokus dan parameter bidang sesar dip, strike dan rake. 6. Membuat model mekanisme fokusnya di Command Prompt dalam file PS untuk selanjutnya dibuka menggunakan program PDFCreator 7. Hasil diagram mekanisme fokus dalam program PDFCreator ini ditransfer ke bentuk file PDF. 8. Penentuan bidang sesar dari dua bidang nodal yang diperoleh. 51 9. Strike, dip dan rake yang ditentukan dari solusi bidang sesar yang telah diperoleh yang selanjutnya digunakan untuk interpretasi tipe dan arah sesar penyebab gempa bumi. 10. Membandingkan solusi mekanisme fokus yang diperoleh pada penelitian ini dengan hasil penelitian mekanisme fokus lainnya yaitu BMKG dan USGS untuk kejadian gempa bumi yang sama. 3.6 Interpretasi Data Hasil yang diperoleh dari Azmstak yang berupa Beach Ball dapat dilihat mekanisme sesar dari gempabuminya yaitu dengan melihat posisi titik pusat lingkaran terdapat pada daerah kompresi (diarsir) atau pada daerah dilatasi (tanpa arsiran) dan posisi kedua nodal plane yang melingkupi Beach Ball tersebut. Kemudian dibuat model bidang patahan dengan besar sudut solusi bidang sesar Strike, Dip dan Rake/Slip sudah ditentukan oleh program Azmstak. Mekanisme gempa bumi maka akan terlihat jelas tipe sesar yang menyebabkan gempa itu terjadi. Berdasarkan bentuk Beach Ball Focal Mechanism beserta sudut Strike, Dip, Rake/Slip dan bentuk bidang patahan, Dari hasil analisa keseluruhan akan diperoleh mekanisme fokal gempa Meulaboh, 9 Mei 2010 yang sebenarnya. 52 BAB IV HASIL DAN PEMBAHASAN 4.1 Hasil Polaritas Gelombang P Orientasi bidang sesar atau patahan yang ditimbulkan oleh impuls gelombang yang dianalisis dari data stasiun yang belum ditentukan hasil pembacaan dari impuls pertama gelombang primer (P) adapun pengolahan impuls gelombang tersebut menggunakan software Azmtak. Input data berupa koordinat waktu dan lokasi kejadian, magnitudo, kedalaman hiposenter, jumlah data yang digunakan, waktu bacaan gelombang P untuk setiap stasiun dan koordinat lokasi setiap stasiun pencatat gempa bumi pada gempa bumi di Meulaboh, Nanggroe Aceh Darussalam pada hari Minggu 9 Mei 2010. Data signal gempa bumi yang telah dikonversi dan bisa dibuka oleh program Dimas adalah data digital gelombang P untuk gempa Meulaboh 9 Mei 2010. Setelah ditentukan arah pertama gelombang P, yang mana bisa saja kompresi dan dilatasi yang ditandai dengan 1 dan -1. Lalu dibuat kedalam program notepad dengan format latitude, longitude, kedalaman gempa, jumlah stasiun, nama-nama stasiun dan nilai kompresi (1) dan dilatasi (-1). 53 Gambar 4.1. Format data gempa untuk input ke program Azmtak 54 4.2 Mekanisme Fokus Gempa Utama Hasil pengumpulan dan seleksi data diperoleh dari arah gerakan pertama gelombang P di stasiun yang berupa gerakan ke atas (kompresi) dan gerakan ke bawah (dilatasi). Arah gerakan pertama gelombang P ini akan menjadi salah satu input untuk program Azmtak dengan nilai 1 untuk gerak kompresi dan -1 untuk gerak dilatasi. Hasilnya berupa data azimuth dan take off angle dari setiap stasiun. Seperti pada tabel 4.1 dibawah ini Tabel 4.1 Hasil Pengolahan data Azmtak STASIUN AAI BBSI BJI BLSI BSI CBJI CER CNB COEN DSRI EIL GRM GSI IPM JAY JCJI KLI KMSI KSM LBMI LEM LHSI LWLI MALT IMPULS 1.00 1.00 -1.00 -1.00 -1.00 1.00 -1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 -1.00 1.00 -1.00 -1.00 1.00 1.00 1.00 -1.00 -1.00 1.00 1.00 TAKE OFF ANGLE (º) 33.69 35.67 53.30 59.58 74.45 57.07 19.69 24.95 29.22 63.65 25.05 21.40 71.68 68.94 30.59 55.44 60.38 35.64 57.40 34.17 55.86 26.91 60.95 25.21 AZIMUTH (º) 102.30 108.56 128.15 133.45 343.85 132.16 235.56 132.60 111.44 114.77 301.31 234.25 142.85 79.27 97.10 128.92 132.85 95.48 98.01 96.98 131.39 96.02 136.17 311.65 55 MAW MMRI NLAI PBKI PDSI PMBI PPBI PSI RGRI SBJI SKJI SMPI STKI SWI TNTI TOO TPI TSI WAMI -1.00 1.00 1.00 1.00 -1.00 1.00 1.00 -1.00 1.00 -1.00 -1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 -1.00 1.00 21.43 35.36 34.15 54.01 67.57 61.97 61.06 70.94 66.16 58.07 56.81 31.08 55.35 32.89 34.29 25.50 59.01 72.06 30.95 192.49 114.92 101.92 111.41 134.11 125.93 118.96 106.35 121.08 133.21 134.58 96.72 102.37 96.49 94.37 136.50 118.02 92.20 99.68 Dari data tersebut, dengan nilai compresi (c) sebanyak 28 stasiun dan dilatasi (d) sebanyak 15 stasiun. Apabila semakin banyak nilai data yang berupa compresi maka kemungkinan sesar untuk naik semakin besar, bila nilai dilatasi banyak maka kemungkinan sesar untuk turun semakin besar pula. Kemudian dengan perintah PINV akan didapatkan hasil berupa dip, strike, dan rake secara otomatis. Adapun hasil yang diperoleh dari perintah PINV berupa bola focus bidang nodal kompresi, dilatasi dengan nilai strike, dip, dan rake. 56 Gambar 4.2 Bola Fokus Gempa Bumi Meulaboh 9 Mei 2010 Hasil Olahan Program Azmstak Dalam menginterpresentasikan bola fokus perlu diingat bahwa sumbu (P) pressure dan tension (T) merupakan arah dari gaya yang bekerja di hiposenter, sementara gelombang P compressi dan dilatasi merupakan arah dari gerakan menuju stasiun. Untuk mengetahui bagaimana suatu gempa bumi berpola sesar normal (normal fault), kemudian sesar naik (thrust fault), sesar mendatar (strike slip fault), dan Gerakan kombinasi antara sesar mendatar dengan sesar naik atau turun disebut (oblique fault) yaitu : 1. Jika hypocenter atau pusat diagram berada didalam compresi (daerah yang diarsir / diwarnai ) dengan kata lain sumbu T satu kuadran dengan focus, maka dapat diinterpresentasikan sebagai gempabumi berpola sesar naik (thrust fault). 57 2. Jika pusat diagram (hiposenter) berada dalam kuadran delatasi (daerah yang tidak diarsir/putih) atau dengan kata lain sumbu P satu kuadran dengan dengan focus, maka diinterpretasikan sebagai gempabumi berpola sesar turun (normal fault). 3. Jika pusat diagram (hiposenter) berada atau dekat pada dua garis nodal, maka disebut mekanisme strike slip. 4. Jika terdapat kombinasi antara sesar mendatar dengan sesar naik atau sesar turun disebut oblique fault. Dalam pengukuran sudut, apabila sudut rake (λ) bernilai postif (+) untuk sesar naik (thrust/reverse fault) menandakan bahwa blok hanging wall bergerak keatas terhadap foot wall. Dan apabila rake (λ) bernilai negative untuk sesar turun (normal/gravity fault) menandakan bahwa blok hanging wall bergerak kebawah terhadap foot wall. Untuk harga sudut rake (λ) mendekati atau sama dengan 0˚ atau 180˚ menandakan bahwa gempabumi tersebut berpola strike slip. Pada gempa Meulaboh, 9 Mei 2010 ini pada umumnya titik-titik kompresi terdistribusi dominan di daerah tenggara, ada pula titik-titik kompresi yang berada disebelah barat tetapi sangat sedikit, sedangkan titik titik dilatasi berada didaerah timur dan cenderung ke arah tenggara. Distribusi dengan sumbu T (Tarikan) terkonsentrasi di sebelah Utara dan distribusi dengan sumbu P (Tekanan) terletak disebelah Barat Daya. Nilai orientasi bidang sesar untuk Nodal I didapatkan yaitu Strike: 345º, Dip: 26º, dan Rake: 140º. Sedangkan untuk Nodal II didapatkan Strike: 113º, Dip: 74º, serta Rake: 70º. 58 Dari hasil gambar dan nilai-nilai orientasi bidang sesar dapat diketahui bahwa tipe sesar dari gempa Meulaboh, 9 Mei 2010 adalah Reverse/Thrust Fault atau sesar naik dimana hanging wall bergerak keatas terhadap foot wall dengan dominasi pada sumbu P. 4.3 Perbandingan Mekanisme Fokus Gempa dengan Penelitian dari Instansi Lainnya Berdasarkan hasil analisis mekanisme pada sumber gempa yang dilakukan oleh BMKG dan USGS – USA, bahwa gempa bumi Meulaboh merupakan gempa yang terjadi akibat sesar naik pada subduksi lempeng Indo-Australia dan Eurasia. Dari pembacaan mekanisme fokus tersebut, didapat bahwa dari data BMKG pensesaran yang terjadi adalah sesar naik berorientasi Barat Daya - Tenggara dengan arah strike 345º/131º dan kemiringan bidang sesar (dip) 30º/64º dan rake 120º/74º. Gambar 4.3. Hasil analisis mekanisme fokus gempa Meulaboh 9 Mei 2010 (sumber BMKG) 59 Sedangkan data mekanisme fokus dari USGS pensesaran yang terjadi adalah sesar naik berorientasi Barat Daya – Tenggara dengan arah strike 134º/308º dan dip sesar 72º/18º serta rake 92º/84º Gambar 4.4. Hasil analisis mekanisme fokus gempa Meulaboh 9 Mei 2010 (sumber USGS) Dapat dilihat bahwa penyelesaian semua kejadian gempa bumi yang telah diselesaikan baik oleh BMKG maupun USGS memberikan tipe sesar yang sama dengan yang diselesaikan oleh penulis, tetapi memiliki nilai parameter-parameter fokus yang berbeda sehingga memungkinkan kesalahan penentuan arah sesar. Perbedaan ini dapat terjadi karena penggunaan gelombang seismik yang berbeda dalam setiap metode. Penulis menggunakan polaritas gelombang P begitu pula dengan BMKG sehingga perbedaan yang terlihat tidak terlalu besar. USGS dengan momen tensor solution menggunakan gelombang permukaan, USGS pun melakukan penelitian dengan centroid momen tensor solution menggunakan 60 gelombang badan (gelombang P dan S). Perbedaan kelajuan gelombang seismik menyebabkan waktu tiba setiap gelombang di stasiunpun berbeda. Penggunaan gelombang seismik yang berbeda dalam metode-metode yang berbeda ini akan menghasilkan interpretasi yang berbeda pula, dan gelombang P dengan cepat rambat tercepat diharapkan memiliki interpretasi dan solusi yang lebih akurat, karena gelombang ini mudah ditentukan dan dibedakan dari gelombang lainnya pada seismogram. 61 BAB V PENUTUP 5.1 Kesimpulan Dari hasil penelitian yang telah dilakukan dapat disimpulkan sebagai berikut : 1. Gempa bumi Meulaboh (Nanggroe Aceh Darussalam) tanggal 9 Mei 2010, magnitude 7.2 SR diakibatkan oleh aktifitas lempeng Indo-Australia yang menunjam di bawah lempeng benua Eurasia dengan mekanisme fokus berupa sesar reverse/thrust fault. 2. Mekanisme fokus gempa Meulaboh (NAD) tersebut diperoleh orientasi sesar berarah barat daya-tenggara dengan arah bidang sesar strike 345º/113º dan kemiringan bidang sesar (dip) 26º/113º serta susut pergeserannya rake 140º/70º 3. Penelitian mekanisme fokus gempa bumi yang telah diselesaikan baik oleh USGS dengan hasilnya yaitu strike 134º/308º, dip 72º/18º, dan rake 92º/84º maupun BMKG dengan hasilnya strike, dip, serta rake 345º/131º, dip 30º/64º, dan rake 120º/74º, diperoleh solusi tipe sesar yang sama dengan hasil pada penelitian ini, tetapi memiliki nilai parameter fokus yang berbeda. Solusi mekanisme fokus yang nilai parameter fokusnya paling mendekati hasil pada penelitian ini adalah penelitian yang dilakukan oleh BMKG. 62 5.2 Saran 1. Penentuan bidang sesar dengan menggunakan polaritas awal gelombang P dilakukan dengan meminimalkan kesalahan data yang diperoleh, sehingga akan diperoleh nilai yang tepat dapat menentukan bidang nodal dalam menentukan nilai strike, dip dan rake sebagai parameter solusi bidang sesar. Untuk itu perludiperhatikan akurasi dari bentuk awal gelombang P tersebut apakah tergolong kompresi atau dilatasi. 2. Metode polarisasi pertama gelombang primer ini mempunyai tingkat akurasi yang tinggi, Sebaiknya dilakukan penelitian lebih lanjut untuk gempa menengah dan gempa dalam sehingga di peroleh suatu kemiringan pergeseran lempeng di daerah Sumatera khususnya meulaboh dengan jelas. 63 DAFTAR PUSTAKA Bath, M. 1979. Introduction to Seismology. Stuttgart: Birkhauser Verlag Basel, Boston. Baxter, S. 2000. Earthquake Basics. Delaware: University of Delaware Newark. Daryono,2004.Aspek Seismitas dan Tektonik di Alor. http://64.203.71.11/kompascetak/0412/16/ilpeng/1440960.htm. Daryono, 2004. Bali Memang Rawan Gempa. http:// www.balipost.co.id/ balipostcetaK /2004/1/8/op2.htm. Elburg. M, Foden. J. D, Van Bergen M.J, Zulkarnain. I. (2002). Along- and Across-Arc Geochemical Constraints on Sources and Transfer Processes in the Sunda-Banda Arc, Indonesia. Max Planck Institute for Chemistry, PO Box 3060, 55020 Mainz, Germani. [email protected]. Natawidjaja, D. H. 2007. Tectonic Setting Indonesia dan Pemodelan Sumber Gempa dan Tsunami. Geoteknologi – LIPI. http:// www.pirba.ristek.go.id/str/DannyHilman_ RISTEK _20Aug2007_c.pdf. Rasmid. 2006. Identifikasi Mekanisme Sumber Gempa Bumi di Selatan Pulau Jawa. Skripsi. Universitas Indonesia: Fakultas Matematika dan Ilmu Pengetahuan Alam Program Sarjana Ekstensi Fisika. Rusydi, M. 1998. Studi Kegempaan di Daerah Sulawesi. Tesis. Yogyakarta: Universitas Gadjah Mada. Santoso, D. 2002. Pengantar Teknik Geofisika. Bandung: Penerbit ITB. Sianturi, H.L. 1997. Studi Kemungkinan Penggunaan Polarisasi Gelombang S untuk Pengecekan Penyelesaian Mekanisme Sumber Gempa Bumi. Tesis. Yogyakarta: Universitas Gadjah Mada. 64 Sianturi, H. L. 2005. Bahan Ajar Seismologi. Kupang: Universitas Nusa Cendana. Suetsugu, Daisuke. 1995. Training Course In Seismology and Earthquakeengineering II Source Mechanism Practice. Japan: Japan International Cooperation Agency Tipler, 1991. Fisika untuk Sains dan Teknik. Jakarta: Penerbit Erlangga. Waluyo, 1992. Seismotectonics of Eastern Indonesian Region. Ph.D. Thesis. Saint Louis University, USA. 65 LAMPIRAN I DATA DIGITAL GEMPA BUMI MEULABOH (NANGGROE ACEHDARUSSALAM) 9 MEI 2010 SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA AAI SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA BBSI SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA BJI 66 SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA BLSI SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA CBJI SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA CER 67 SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA CNB SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA COEN SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA DSRI 68 SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA EIL SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA GRM SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA GSI 69 SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA IPM SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA JAY SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA JCJI 70 SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA KLI SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA KMSI SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA KSM 71 SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA LBMI SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA LEM SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA LHSI 72 SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA LWLI SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA MALT SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA MAW 73 SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA MMRI SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA NLAI SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA PBKI 74 SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA PDSI SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA PPBI SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA PSI 75 SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA RGRI SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA SBJI SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA SKJI 76 SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA SMPI SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA STKI SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA SWI 77 SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA TNTI SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA TOO SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA TPI 78 SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA TSI SEISMOGRAM PADA STASIUN GEMPA WAMI 79 LAMPIRAN II GAMBAR SOFTWARE SEIS-PC UNTUK DAERAH MEULABOH DAN SEKITARNYA 80 LAMPIRAN III GAMBAR DIAGRAM ROSE UNTUK DAERAH MEULABOH DAN SEKITARNYA 81 LAMPIRAN IV TABEL TIME LINE GEMPABUMI MEULABOH – NAD 9 MEI 2010 Waktu Interval (WIB) Waktu Time Line Gempabumi Meulaboh – NAD 9 Mei 2010 (menit) 12:59:41 18:10:23 Terjadi Gempa bumi 13:00:17 00:00:36 Live signal dan Stasiun Status Blinking (SNSI, KCSI, LHMI) 13:00:20 00:00:39 Start Interactive Tool Seiscomp3 13:00:57 00:01:16 Hasil first location Seiscomp3: OT= 13:59:40 WIB, 3.65 LS – 95.90 BT Mag = 7.0 SR Kedlmn:10 km, yang diikuti bunyi alarm 13:02:50 00:03:09 Update interaktif by Seiscomp3: OT= 13:59:40 WIB, 3.66 LS – 95.84 BT, Mag= 7.0 SR, Kedlmn = 10 km 13:03:10 00:03:29 Commit seiscomp3: OT= 13:59:41 WIB, 3.67 LS – 95.93 BT, Mag= 7.2 SR, Kedlmn = 10 km 13.03.25 00:03:44 Keputusan Seismik OT= 13:59:41 WIB, 3.67 LS – 95.93 BT, Mag= 7.2 SR, Kedlmn = 30 km 13:03:31 00:03:50 Export data ke desiminasi 13:03:38 00:03:57 Keputusan Final seismic 13:03:40 00:03:59 Keputusan untuk Diseminasi: OT= 13:59:41 WIB, 3.67 LS – 95.93 BT, Mag= 7.2 SR, Kedlmn = 30 km Berpotensi Tsunami 82 13:03:43 00:04:02 Cek log status dikirim / diterima 13:05:45 00:06:04 Breaking News Warning Tsunami di TPI 13:06:55 00:07:02 Informasi dirasakan dari Masyarakat Terasa di Medan III-IV MMI 13:07:02 00:07:21 Informasi dirasakan masyarakat Terasa di Nias III-IV MMI 13:08:00 00:08:19 Breaking News Warning Tsunami di Indosiar 13:09:00 00:09:19 Informasi dirasakan dari Stasiun Geofisika Mata Ie Banda Aceh IV-V MMI di Meulaboh 13:15:00 00:15:19 Wawancara Metro TV (Fauzi Ph.D) 13:18:00 00:18:19 Wawancara TV One (Drs. Jaya Murjaya M.Si.) 13:23:00 00:23:19 E_mail dari JMA 14:00:00 WIB 9.60 LU – 96.00 BT Mag = 7.3 SR Kedlm = 30 KM 14:19:00 1:19:19 Disseminasi/sms: Ancaman Tsunami dinyatakan telah berakhir. 83 LAMPIRAN V PERBANDINGAN PARAMETER GEMPABUMI MEULABOH, 9 MEI 2010 No. Institusi Waktu Lokasi Kedalaman Magnitudo gempa (wib) 1 BMKG 12:59:41 3.610 LU – 95.840BT 30 km 7.2 2 USGS 12:59:43 3.590 LU – 96.040 BT 45 km 7.4 3 GFZ 12:59:44 3.670 LU – 99.870 BT 56 km 7.2 4 JMA 12:00:00 3.60 LU – 96.00 BT 30 km 7.3 5 ITEWC 12:59:44 3.830 LU – 96.120 BT 54 km 7.4 6 CEA 12:59:45 3.870 LU – 96.240 BT 47 km 7.2 0 0 84 LAMPIRAN VI GEMPABUMI SUSULAN SAMPAI DENGAN TANGGAL 10 MEI 2010 No Tanggal Waktu (WIB) Pusat Gempa Kekuatan (SR) Lintang Bujur Kedalaman (km) 1 09/05/2010 15:05:09 3.7 3.47 N 95.87 E 10 2 09/05/2010 17:50:21 3.7 3.76 N 95.85 E 40 3 09/05/2010 17:59:39 3.9 2.32 N 95.07 E 20 4 10/05/2010 03:04:10 3.9 3.32 N 95.72 E 58 85
