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
Download