Uploaded by Aisy Syafda

buku-gempabumi

advertisement
GEMPABUMI
EDISI POPULER
GEMPABUMI
EDISI POPULER
Oleh :
SUNARJO
M. TAUFIK GUNAWAN
SUGENG PRIBADI
BADAN METEOROLOGI KLIMATOLOGI DAN GEOFISIKA
Gempa Bumi Indonesia
Edisi Populer
v + 228 ; 16 x 21 cm
ISBN: 978-979-1241-24-3
Penulis
: Sunarjo
M. Taufik Gunawan
Sugeng Pribadi
Editor & Reviewer : Masturyono
Jaya Murjaya
Drajat Ngadmanto
Penerbit
: Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika
Jl. Angkasa I No.2 Kemayoran, Jakarta, Indonesia
10720 Telp. (+6221) 4246321; Facs. (+6221) 4246703
Cetakan I, Tahun 2010
Cetakan II, Tahun 2012
© Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika, 2012
KATA PENGANTAR PENERBIT
Cetakan ke‐2
Puji dan syukur kita panjatkan kehadirat Allah SWT, karena
hanya atas perkenanNya, buku Gempabumi Edisi Populer dapat
diterbitkan kembali untuk cetakan ke‐2. Buku ini diterbitkan kembali
atas dasar banyaknya permintaan dari para pengguna, yaitu peneliti,
mahasiswa, dan dari lingkungan BMKG sendiri.
Penerbitan kembali untuk cetakan ke‐2 ini dilakukan setelah
proses penyempurnaan yaitu dengan mengkompilasi usulan
perubahan/koreksi dari pengguna dan Reviewer yang secara khusus
ditunjuk untuk memberikan masukan/koreksi baik dari segi penulisan
maupun substansinya. Reviewer untuk buku ini adalah Dr.
Masturyono, M.Sc dan Dr. Jaya Murjaya yang dianggap mempunyai
kompetensi di bidang ini. Usulan perubahan tersebut kemudian
disampaikan kepada Penulis untuk mendapat persetujuannya.
Besar harapan kami, buku ini dapat digunakan menjadi acuan baik
untuk pembelajaran maupun penelitian, sehingga dapat mempunyai andil
dalam pengembangan ilmu pengetahuan, utamanya di bidang Geofisika.
Kepada Reviewer dan Penulis kami mengucapkan terima kasih,
mudah‐mudahan usaha penyempurnaan buku ini bisa berlanjut,
sehingga menjadi buku yang semakin berbobot.
Jakarta, Agustus 2012
Kepala Pusat Penelitian dan Pengembangan
Badan Meteorologi, Klimatologi, dan Geofisika
Dr. Masturyono, M.Sc
i
PENGANTAR
Segala puji dan syukur kami panjatkan kehadirat Allah SWT
karena atas berkat rahmat‐Nya, akhirnya kami menyelesaikan
penyusunan Buku Gempabumi Edisi Populer.
Melalui text book, paper ilmiah, presentasi, serta surfing di dunia
internet, kami mencoba merangkai segala informasi ilmiah dan
berharga menjadi suatu susunan bahasan yang kami rasa cukup mudah
dimengerti. Gambar dan foto berwarna dan atraktif diharapkan bisa
menambah ketertarikan membaca serta turut memberi andil dalam
pencerahan wawasan tentang bencana gempabumi Indonesia.
Kami menyadari masih ditemukannya banyak kekurangan baik
dalam isi dan penyajian buku ini. Oleh karena itu kami memohon kritik
dan saran untuk kesempurnaan lebih lanjut.
Pada kesempatan ini pula kami ucapkan terima kasih kepada Dr.
Sri Woro B. Harijono, Msc., Drs.I Putu Pudja, MSc., Dr. Prih Harjadi, Dr.
Gunawan Ibrahim, Fauzi, Msc., PhD., Drs. Subardjo, Dr. Nanang dan
seluruh pegawai BMKG di pusat dan daerah serta pihak‐pihak lain yang
turut menyumbangkan informasi dan keterangan yang berharga.
Jakarta, September 2009
25 Ramadhan 1430 H
Tim Penulis
ii
DAFTAR ISI
KATA PENGANTAR PENERBIT
i
PENGANTAR
ii
DAFTAR ISI
iii
1
2
2
8
10
15
18
21
25
26
27
30
32
33
34
37
38
39
40
42
43
44
45
47
BAB 1. KERUSAKAN AKIBAT GEMPABUMI
1.1. Indonesia Rawan Gempabumi
1.2. Padang Langganan Gempabumi
1.3. Gempabumi Gemparkan Jakarta
1.4. Bencana Terdahsyat Abad Ini
1.5. Lemahnya Bangunan di Yogyakarta
1.6. Gempa Tak Terasa Namun Menimbulkan Tsunami
1.7. Memberikan Rasa Aman Pada Warga
BAB 2. MENGAPA TERJADI GEMPABUMI
2.1. Pengertian
2.2. Jalur Gempabumi
2.3. Penyebab Gempabumi
2.4. Kedalaman dan Kekuatan Gempabumi
2.5. Jenis Gempabumi Berdasarkan Urutan Kejadiannya
2.6. Pergerakan Sesar
BAB 3. INTERIOR BUMI
3.1. Pendahuluan
3.2. Kecepatan Seismik
3.3. Eksplorasi Struktur Bumi
3.4. Struktur Lapisan Bumi
3.5. Kerak Bumi
3.6. Mantel Bumi
3.7. Inti Bumi
3.8. Tomografi
iii
BAB 4. LEMPENG TEKTONIK
4.1.
4.2.
4.3.
4.4.
4.5.
Sifat Fisis Lempeng Tektonik
Lempeng Tektonik Bumi
Pergerakan Lempeng
Sejarah Pembentukan Lempeng
Tatanan Tektonik Indonesia
BAB 5. GELOMBANG SEISMIK
5.1.
5.2.
5.3.
5.4.
5.5.
5.6.
Pengertian
Elastisitas Batuan
Gelombang Bodi
Gelombang Permukaan
Gelombang Lokal
Gelombang Tele
BAB 6. SEISMOGRAF
6.1.
6.2.
6.3.
6.4.
6.5.
6.6.
6.7.
Definisi
Penemuan Konvensional
Digital Modern
Sejarah Monitoring Gempabumi di Indonesia
Bantuan Tsunami 2004
Jaringan Global
Lembaga Nuklir PBB
BAB 7. PARAMETER GEMPABUMI
7.1.
7.2.
7.3.
7.4.
7.5.
7.6.
7.7.
7.8.
7.9.
Waktu Asal
Arah dan Kedalaman
Lokalisasi Media Homogen
Lokalisasi Media Heterogen
Magnitudo
Energi Gempa
Intensitas Kerusakan
Percepatan Tanah
Zonasi Rawan Gempabumi
iv
51
52
53
55
60
63
71
72
72
76
79
82
83
87
88
89
93
94
102
104
106
109
110
112
114
117
119
122
123
127
132
BAB 8. MEKASNISME SUMBER
8.1.
8.2.
8.3.
8.4.
8.5.
8.6.
Proses Terjadinya Gempabumi
Parameter Bidang Sesar
Jenis Sesar
Polaritas Gelombang Seismik
Take of Angel dan Azimuth
Proyeksi Mekanisme Fokus
BAB 9. PREDIKSI GEMPABUMI
9.1.
9.2.
9.3.
9.4.
9.5.
9.6.
9.7.
9.8.
9.9.
9.10.
Prediksi yang Sukses
Seismic Gap
Prediksi Sesar San Andreas
Kenaikan Air Tanah
Pergeseran Tanah
Tiltmeter dan Strainmeter
Geomagnit
Kelistrikan Bumi
Radioaktif Radon
Vp/Vs Ratio
BAB 10. MITIGASI
10.1.
10.2.
10.3.
10.4.
Sebelum Gempabumi
Ketika Gempabumi
Sesudah Gempabumi
Pendidikan Kesiapsiagaan
BAB 11 . TSUNAMI
11.1.
11.2.
11.3.
11.4.
11.5.
11.6.
11.7.
Sejarah Tsunami di Dunia
Sejarah Tsunami di Indonesia
Karakteristik
Skala Kekuatan
Hidrodinamika
Teori Elastisitas Okada
Scalling Law
v
135
137
138
140
143
146
147
153
154
155
157
158
160
164
166
168
169
171
175
176
179
181
182
185
186
187
190
192
193
195
196
11.8. Tide Gauge
11.9. DART‐Buoy
11.10. Pemodelan Tsunami
11.11. Bathimetri
11.12. Survey Tsunami
11.13. Fasilitas Perlindungan
11.14. Hutan Mangrove
BAB 12. INA‐TEWS
12.1.
12.2.
12.3.
12.4.
Sistem Integral
Monitoring
Alur Informasi
DSS
196
198
199
202
203
205
208
211
212
213
216
217
DAFTAR PUSTAKA
221
BIOGRAFI PENULIS
227
vi
1
KERUSAKAN AKIBAT GEMPABUMI
Gambar 1.1. Relawan dan regu penyelamat mengevakuasi tubuh korban gempabumi
dari reruntuhan gedung hotel di Padang pada tanggal 1 Oktober 2009
(Sumber: www.boston.com dari REUTERS Muhammad Fitrah/Singgalang
Newspaper, 2009
1
G
empabumi, kata ini begitu populer di telinga masyarakat
akhir‐akhir ini.
Bagaimana tidak, frekuensi gempabumi yang semakin meningkat dari tahun ke
tahun. Isu‐isu, obrolan, diskusi, bahkan film‐film santer berbicara tentang
bencana
gempabumi.
1.1. Indonesia Rawan Gempabumi
Indonesia termasuk daerah kegempaan aktif dimana selama
tahun 1976‐2006 sudah terjadi 3.486 gempabumi dengan magnitudo
lebih dari 6,0 SR. Penelitian Badan Meteorologi Klimatologi dan
Geofisika (BMKG) sejak tahun 1991‐2009 (19 tahun) telah terjadi 27
kali gempabumi merusak dan 13 kali gempabumi menimbulkan
tsunami. Kalau dirata‐ ratakan dan pembulatan, Indonesia mengalami
kejadian gempabumi sebanyak 2 kali dan tsunami 1 kali setiap
tahunnya. Pada tahun 2009 telah terjadi gempabumi merusak di
daerah Papua, Tasikmalaya, Padang, dan Ujung Kulon.
Gempabumi berskala besar sering menimbulkan korban jiwa dan
kerugian materi yang sangat parah. Gempabumi Padang 30 September
2009 berkekuatan 7,9 Skala Richter (SR) kerugiannya mencapai Rp 4,8
trilyun dengan korban tewas 1.195 orang, total rumah rusak sebanyak
271.540 unit. Gempabumi disertai tsunami di Aceh 2004 menelan
korban hampir 300.000 jiwa di Indonesia, Thailand, India, Srilanka,
Maldive, dan Afrika.
Tidak hanya itu, kekuatan gempabumi yang lebih kecil di Yogyakarta
2006 dengan magnitudo hanya 6,3 SR pun bisa menimbulkan korban
cukup banyak. Tercatat data korban di Kota Yogyakarta sebanyak 4.772
orang meninggal dunia, 17.772 orang luka‐luka, dan kerusakan.
1.2. Padang Langganan Gempabumi
Gempabumi tektonik kembali melanda Padang, Sumatera Barat.
Gempabumi yang terjadi pada hari Rabu, 30 September 2009 mempunyai
2
kekuatan 7,6 SR. Lokasi gempabumi berjarak lebih kurang 57 Km Barat
Daya Pariaman dengan kedalaman 71 Km.
Seperti dilaporkan oleh www.detik.com bahwa gempabumi yang
terjadi pukul 17:16 WIB tersebut dirasakan di Gunung Sitoli,
Mukomuko, Sibolga, Liwa, Padang, Jakarta, Singapura hingga Malaysia.
Kerusakan akibat gempa tersebut sangatlah parah, dilaporkan
Rumah Sakit M. Jamil pun ikut roboh sebagian, serta puluhan orang
terjebak di dalam reruntuhan. Warga panik dan berlarian menuju daerah
yang lebih tinggi dikarenakan mereka takut gempa tersebut menimbulkan
tsunami. Saat kejadian, seluruh barang kelontong bergerak tapi tak sampai
jatuh. Puluhan warga berteriak panik sambil teriak histeris.
Gambar 1.2. Pedesaan yang tertimbun tanah longsor akibat gempabumi (Sumber:
www.boston.com dari AP Photo/Dita Alangkara, 2009).
Kantor berita Reuters dan Associated Press (AP) dari situs
www.boston.com memuat foto‐foto kerusakan korban gempa Padang
3
2009. Dilaporkan gempabumi telah merobohkan bangunan rumah,
hotel,kantor pemerintahan, dan pusat bisnis. Di daerah pedalaman,
bencana ini mengakibatkan tanah longsor hingga menimbun puluhan
rumah dan beberapa desa. Para relawan, masyarakat, regu penyelamat
dan serta tentara (TNI) bersatu padu menolong warga dengan
melakukan usaha pencarian korban hilang, tewas, dan tertimbun
reruntuhan menggunakan traktor dan anjing pemburu.
Empat hari kemudian dampak kerusakan akibat bencana ini mulai
terkuak. Departeman Kesehatan (Depkes) menyebutkan korban tewas
mencapai 501 orang, 785 luka berat, 2.650 luka ringan. Dikatakan oleh
Kepala Pusat Penanggulangan Krisis Depkes, Rustam S. Pakaya, antara
3.000‐5.000 orang diperkirakan masih tertimbun reruntuhan dan
belum ditemukan. Jumlah korban tersebut khusus di Kota Padang.
Sementara korban hilang di Pariaman diperkirakan sebanyak 618
orang. Rustam menambahkan, untuk Gempabumi Jambi yang terjadi
berselang satu hari setelah kejadian di Padang Pariaman sedikitnya ada
3 orang tewas, luka berat 14, dan 58 luka ringan.
Dalam katalog sejarah gempabumi merusak BMKG, dalam waktu
4 tahun terakhir sudah terjadi 5 kali gempabumi berskala besar dan
merusak di Sumatera Barat berturut‐turut mulai tahun 2005, 2007, dan
2009. Gempabumi Padang 10 April 2005, magnitudo 6,7 SR, dirasakan
hingga ke Kuala Lumpur, Malaysia sebesar III skala Modified Mercally
Intensity atau MMI. Sedangkan di Padang, lokasi yang terdekat dengan
sumber gempabumi, tingkat kerusakan cukup parah. Penjelasan
tentang skala kerusakan dan magnitudo gempa ini secara rinci akan
dibahas pada Bab 8.
Dua tahun sesudahnya tepat tanggal 6 Maret 2007 pada jam
03:49:39 WIB, Padang kembali dilanda gempabumi 6,4 SR. Gempa ini
memakan korban sebanyak 4 orang meninggal dunia dan 55 orang
membutuhkan perawatan serius. Sumber Wikipedia melaporkan data
kerusakan di Kota Padang Panjang data di Posko Penanggulangan
Gempabumi sampai tanggal 11 Maret 2007 menunjukkan fisik bangunan
4
yang rusak bernilai total sekitar Rp 146,1 Milyar (M). Rinciannya
sebagai berikut: kerusakan rumah penduduk Rp 94,2 M dengan rincian
707 rusak berat, 1.519 rusak sedang, dan 1.843 rusak ringan. Gedung
kantor pemerintah yang rusak senilai Rp 12 M, sarana pendidikan SD
Negeri Rp 12,3 M, SMTP/SMTA/PT negeri dan swasta Rp 16,5 M,
kesehatan Rp 2,5 M, rumah ibadah Rp 1 M, dan jalan Rp 5M.
Gambar 1.3. Bangunan ruko yang ambruk akibat goncangan Gempabumi Padang
2007 (Sumber : Internet/Harfianto, 2007).
Pada tahun yang sama tanggal 12 September walaupun pusat
gempa termasuk ke dalam Provinsi Bengkulu, namun skala kekuatan
gempabumi 7,9 SR tersebut mengakibatkan terjadinya gelombang
tsunami setinggi 1 meter di Kepulauan Mentawai dan Pagai, Sumatera
Barat hingga membanjiri 300 rumah penduduk dan bangunan umum.
Jumlah korban tewas tercatat sebanyak 21 orang. Sebelum
Gempabumi 30 September 2009, di Padang lebih dahulu dihantam
gempabumi berkekuatan 6,7 SR pada tanggal 16 Agustus 2009 yang
menyebabkan puluhan rumah rusak berat di Kepulauan Mentawai.
5
Dampak kerusakan gempabumi periodik ini benar‐benar telah merusak
struktur bangunan di wilayah pesisir pantai Padang Pariaman bahkan
sampai ke Painan secara terus‐menerus. Kondisi ini diperparah dengan
jenis batuan di pesisir pantai berupa batuan pasir endapan sungai
(alluvial) sehingga berpotensi menimbulkan efek amplifikasi dan
likuifaksi. Amplifikasi adalah pembesaran hantaran gelombang
gempabumi di permukaan sehingga kerusakan di permukaan tanah
makin parah. Sedangkan likuifaksi adalah masuknya air ke dalam
struktur batu pasir menyebabkan kekompakan batuan melemah hingga
terjadi rekahan‐ rekahan di permukaan tanah. Akibatnya, struktur
tanah yang semula cukup tahan menopang tubuh dan fondasi
bangunan menjadi tidak stabil. Memang hal ini tidak menyebabkan
runtuhnya bangunan, tetapi fisik bangunan yang berada di lokasi
likuifaksi tersebut menjadi ambles atau miring.
Gambar 1.4. Bangunan miring dan roboh akibat gempabumi dan struktur tanah yang
labil (Sumber : www.boston.com dari AP Photo/Dita Alangkara, 2009).
6
Gambar 1.5. Likuifaksi akibat gempabumi menyebabkan gedung di Universitas Negeri
Padang mengalami kerusakan (Sumber: Tim Survey ITB/Nanang T.
Puspito, 2009).
Selama Padang sering dilanda gempabumi, selama itu pula mereka
sering mengalami kerugian dikarenakan harus berulang kali melakukan
perbaikan besar‐besaran terhadap bangunan properti yang dimilikinya.
Wawancara penulis terhadap warga Kota Padang menyebutkan bahwa
rekonstruksi bangunan di wilayah ini sering dilakukan oleh warga pasca
gempabumi bahkan dilakukan lebih dari setahun sekali. Dikarenakan
bencana yang tak kian reda serta kurangnya ketahanan struktur dan
infrastruktur dalam hal penanggulangannya menyebabkan perekonomian
wilayah ini menjadi lesu. Belum lagi ditambah banyak investor yang lari
dan masyarakat yang berpindah tempat keluar dari daerah tempat
tinggalnya. Pengemudi taksi yang mengantar penulis ke Bandara Tabing
mengeluhkan pendapatannya yang terus menurun sejak beberapa tahun
terakhir ini.
7
1.3. Gempabumi Gemparkan Jakarta
Gempabumi Tasikmalaya terjadi pada hari Rabu, 2 September
2009, pukul 14:55:00 WIB, berpusat di laut Selatan Jawa dengan
koordinat 8,24 LS ‐ 107,32 BT, 142 km barat daya Tasikmalaya, Jawa
Barat, kedalaman 30 km, magnitudo 7,3 SR.
Sering kali setiap kejadian gempabumi di pesisir wilayah Pantai
Selatan Jawa getarannya begitu kuat dirasakan oleh warga kota‐kota
besar di Pulau Jawa, terutama di pusat ibukota Jakarta dan Bandung.
Gempabumi Tasikmalaya 2009 dirasakan di Jakarta IV MMI, Bandung
II‐III MMI, Tangerang II‐III MMI. Artinya, pada kisaran skala intensitas
kerusakan tersebut getaran dirasakan nyata oleh orang banyak dalam
rumah atau gedung bertingkat seakan‐akan ada truk besar lewat,
jendela dan pintu berbunyi, dinding berderik karena pecah‐pecah, dan
lamanya getaran dapat ditentukan.
Tak ayal lagi, ribuan karyawan di berbagai gedung berhamburan
keluar untuk menyelamatkan diri dari gempabumi. Terutama bagi
mereka yang sedang bekerja di tingkat atas gedung‐gedung pencakar
langit di kawasan Sudirman dan sekitarnya, berdesak‐desakan
menuruni tangga darurat untuk mencapai tangga dasar. Banyak
karyawati yang pingsan karena shock dan jatuh sempoyongan.
Disarikan dari www.detik.com Bandung sampai tanggal 8 September
2009 jam 06:00 WIB dilaporkan kerusakan sebagai berikut: jumlah
korban meninggal di Kabupaten Cianjur‐Jawa Barat sudah mencapai 79
orang. Korban meninggal lainnya di wilayah Tasikmalaya 10 orang,
Garut 9 orang, Bandung 18 orang, Sukabumi 2 orang, Bogor 2 orang,
dan Ciamis 7 orang. Sementara untuk korban hilang 21 orang yang
diduga masih tertimbun longsor di Cianjur. Selain itu, 1.254 orang
luka‐luka di seluruh Jabar yang terkena gempa.
Bangunan dan rumah rusak berat juga bertambah menjadi 63.717
unit. Sementara rusak ringan sebanyak 131.216 unit. Selain itu, pondok
pesantren yang alami rusak berat tercatat sebanyak 17 pesantren dan
8
rusak ringan 38. Sekolah yang rusak berat sebanyak 1.089 dan rusak
ringan 1.505. Sedangkan masjid rusak berat 2.010 dan rusak ringan
1.889. Jumlah pengungsi mencapai 44.361 KK atau 210.292 jiwa.
Seperti yang terlihat pada Gambar 1.6 berikut, dimana rumah
mewah berstruktur bangunan kokoh tak luput dari goncangan
gempabumi sehingga mengalami kehancuran cukup parah. Sang
pemilik terpaksa memilih tinggal di tenda darurat dekat rumahnya dan
memarkir kendaraannya di luar rumah karena takut rumah yang
ditempatinya roboh sewaktu‐waktu.
Gambar 1.6. Pemilik rumah memilih mendirikan tenda darurat di pekarangan karena
khawatir akan bangunan rumahnya yang rusak akibat Gempabumi 2009
(Sumber : Tim Survey BMKG, 2009).
Bencana gempabumi ini menimbulkan bencana susulan, di
antaranya longsoran tanah seperti dialami di Desa Cikangkareng, Cianjur.
9
Masyarakat yang sudah selamat mengungsi di tenda‐tenda
penampungan tak luput juga ancaman bahaya kesehatan berikutnya,
seperti bahaya penyakit kulit, diare, dan tenggorokan. Hal ini
dikarenakan kurangnya sanitasi lingkungan dan kebersihan yang
kurang memadai serta stok pangan dan air bersih yang minim.
Gambar 1.7. Gempabumi mengakibatkan tanah longsor yang mengurung Desa
Cikangkareng, Cianjur, Jawa Barat (Sumber : Tim Survey BMKG, 2009).
1.4. Bencana Terdahsyat Abad ini
Gempabumi Aceh 26 Desember 2004 pukul 07:58:53 WIB dengan
kekuatan 9,3 SR merupakan gempabumi terdahsyat dalam kurun
waktu 40 tahun terakhir ini.
Seperti yang dituturkan oleh Dr. P.J. Prih Harjadi, Kepala Pusat Sistem
Data dan Informasi Geofisika BMG, dalam buku "Bencana Gempa dan
10
Tsunami" Terbitan Kompas, 2005, menyebutkan bahwa gempa di Aceh
tahun 2004 menimbulkan dampak kegempaan lain hingga radius 200
km, di antaranya memicu gempa di Kepulauan Nicobar di sebelah utara
pusat gempa pada jarak 550 km serta mengguncang Pulau Andaman.
Gambar 1.8. Bangunan mal di Kota Banda Aceh roboh akibat gempabumi Aceh 2004
sebelum kedatangan gelombang tsunami (Sumber : Tim Survey BMKG,
2004).
Selain menimbulkan getaran yang kuat, gempa kali ini juga
menyebabkan timbulnya deformasi vertikal di sumber gempa. Deformasi
berupa penurunan permukaan dasar laut di sekitar pusat gempabumi
mengakibatkan timbulnya gelombang tsunami yang merambat menuju
pantai. Daerah yang rawan tsunami adalah daerah yang berpantai landai dan
berupa teluk. Pada daerah teluk, energi gelombang terperangkap hingga naik
ke darat. Gempa Aceh, yang berpusat tepatnya di Meulaboh tersebut,
dilaporkan bukan saja telah menimbulkan tsunami di barat NAD, tetapi juga
menyerang Pulau Sabang. Gempa di Nicobar, yang berkekuatan
11
7,3 SR hanya berselang beberapa menit setelah Gempa Aceh 2004,
diketahui penyebabnya dipicu oleh gempa Meulaboh, menurut Dr. Prih
adalah yang menyebabkan timbulnya tsunami di Songla dan Phuket
(Thailand).
Gelombang tsunami kemudian menyebar juga ke wilayah negara‐
negara sekitar Kepulauan Andaman, India, bahkan ke beberapa negara di
Afika Selatan. Korban jiwa di Indonesia akibat tsunami Aceh 2004 sekitar
132.000 orang. Puluhan gedung hancur oleh gempabumi utama, terutama
di Meulaboh dan Banda Aceh di ujung Sumatra. Di Banda Aceh, sekitar
50% dari semua bangunan rusak terkena tsunami (Sumber: Wikipedia).
Gambar 1.9. Turis di Thailand panik menghindari terjangan Tsunami Aceh 2004
(Sumber: Gunawan, 2007).
12
Dari laporan seseorang berinisial NN warga Kota Langsa di Aceh
Utara pada saat 14 jam setelah kejadian gempabumi dan tsunami di
wilayah Kota Banda Aceh dan sekitarnya. Data korban tewas umumnya
adalah masyarakat yang berdiam di pesisir yang mencapai ratusan
desa, lalu di bawa arus hingga beberapa kilometer ke arah hulu Sungai
Krueng Aceh. Begitu pun masih ada ribuan jenazah korban yang
bergelimpangan di sepanjang tanggul Sungai Krueng Aceh, Beurawe,
Pantai Ulee Lheue, Ajun, Alue Naga, Krueng Raya, dan Peukan Bada.
Beberapa kantor dan pusat perbelanjaan ambruk seperti Pusat
Perbelanjaan Pantee Pirak, Gedung PLN Lamprit, Gedung Keuangan,
Mesjid Agung Lamprit, Hotel Kuala Tripa, Rumah Sakit Meuraxa Ulee
Lheue, dan banyak kompleks perumahan dan pertokoan lainnya.
Kondisi masyarakat sangat panik. Banyak yang kehilangan sanak
keluarga dan tempat tinggal, sementara koordinasi oleh pejabat yang
berwenang tidak ada, setidaknya hingga saat ini.
Kondisi ini diperparah dengan banyaknya masyarakat dari luar
Banda Aceh yang semula datang dengan niat untuk mengantar
rombongan jamaah haji. Kehidupan di Banda Aceh lumpuh total, tanpa
jaringan listrik dan komunikasi. Korban tewas dari kawasan Banda Aceh
dan Aceh Besar ditampung di Rumah Sakit Zainal Abidin dan Rumah
Sakit Kesdam. Arus lalu lintas ke pantai barat terputus sejak dari
perbatasan Banda Aceh, sedangkan lintas pantai timur masih bisa
dilalui, khususnya lintasan Medan‐Banda Aceh.
Seperti dituturkan Penerbit Kompas, bagi masyarakat Aceh,
gelombang tsunami sepertinya baru pertama kali mereka alami. Oleh
karena itu, sangat wajar apabila warga Serambi Mekah itu tidak akrab
dengan fenomena tsunami yang terjadi sehingga berujung klimaks pada
korban jiwa yang tidak terelakkan banyaknya. Itu terlihat ketika air laut
tiba‐tiba surut jauh ke tengah laut setelah gempa terjadi sekitar 07:58
WIB, banyak warga yang berada di tepi pantai begitu bersuka cita melihat
banyak ikan menggelepar‐gelepar di atas pasir sehingga begitu mudah
untuk ditangkap. Sekitar 15 menit setelah gempa, gelombang tsunami
13
besar segera menerpa Aceh. Ketika gelombang itu datang, mustahil
bagi setiap orang untuk bisa menyelamatkan diri karena tingginya lebih
dari 10 m.
Berbeda dengan masyarakat Nusa Tenggara Timur dan Pulau
Simeuleu yang terbiasa dengan gelombang tsunami sangat tahu bahwa
ketika keadaan alam seperti itu, biasanya mereka bukan berlari kearah
laut, tetapi justru menjauhi laut. Termasuk juga warga Aceh yang kala
itu sempat tersadar terhadap tanda‐tanda bahaya tersebut, masih
sempat menyelamatkan diri.
Gambar 1.10. Topografi Kota Banda Aceh di wilayah Ulee Lheue pada saat sebelum (kiri)
dan sesudah (kanan) terkena gelombang tsunami (Okazaki, GRIPS, 2007).
Adalah Brigjen. Suroyo Gino, Wakil Panglima Komando Operasi
Darurat Sipil NAD pada minggu pagi itu bertugas melepaskan kepulangan
Batalyon 744 dengan jumlah 700 prajurit kembali ke Kupang. Mendekati
arah Pelabuhan Malahayati, Banda Aceh, Gino sempat takjub ketika
sekelompok burung putih terbang berarakan menuju kota. Namun,
ketakjuban itu diikuti dengan tanda tanya besar, apa yang sedang terjadi
dengan alam ini? Nalurinya segera mengatakan bahwa itu sebuah tanda
yang tidak baik dan tidak biasanya terjadi. Segera Gino memerintahkan
seluruh stafnya untuk berbalik arah.
14
Tidak lama kemudian tsunami benar‐benar menerjan Aceh. Ratusan
ribu warga Banda Aceh tewas akibat terjangan gelombang yang
mematikan itu. Gino dan seluruh prajurit Batalyon 744 bersyukur bisa
selamat dari musibah yang memilukan itu. Mereka beruntung karena
belum sempat masuk ke lambung kapal pengangkut dan ketika mendengar
suara peringatan, mereka segera berhamburan, berlari ke arah bukit yang
ada di sekitar pelabuhan. Hanya lima prajurit yang terlambat untuk
menghindar dan mereka harus menjadi korban gelombang tsunami.
1.5. Lemahnya Bangunan di Yogyakarta
Daerah Istimewa Yogyakarta juga mengalami bencana gempabumi
pada tanggal 27 Mei 2006 jam 5:54:00.4 WIB. Kekuatan gempabumi lebih
kecil, hanya 5,9 SR (Mb) atau 6,3 (Mw), tapi efeknya menimbulkan
kerusakan sangat parah. Gempabumi merusak telah terjadi di Daerah
Istimewa Yogyakarta dan Jawa Tengah dengan pusat di 8,03 LS ‐ 110,32 BT,
kedalaman 11,8 km dan kekuatan 5,9 SR (Mb) atau 6,3 (Mw). Pusat
gempabumi berada di pantai 28 km sebelah selatan Yogyakarta.
Tercatat data korban di Kota Yogyakarta sebanyak 4.772 orang
meninggal dunia, 17.772 orang luka‐luka, dan kerusakan bangunan
204.831 rumah. Sedangkan di Jawa Tengah, jumlah korban meninggal
dunia sebanyak 1.010 orang, luka‐luka 18.527 orang dan rumah rusak
185.246.
Gambaran situasi saat terjadi gempabumi di Yogyakarta dilaporkan
oleh reporter Kompas/Jawa Pos. Korban tewas sebagian besar terjadi di
wilayah Daerah istimewa Yogyakarta, seperti Bantul, Kota Yogyakarta,
Sleman, Kulon Progo, dan Gunung Kidul. Bahkan, korban tewas juga dari
wilayah Jawa Tengah, seperti Klaten dan Boyolali.
Dalam sekejap, rumah sakit‐rumah sakit kebanjiran korban tewas
maupun luka. Ribuan korban itu tak bisa ditampung di rumah sakit yang
ada di Bantul maupun di kota lain di sekitarnya. Mereka terpaksa
diletakkan di lorong‐lorong, pelataran, tempat parkir, hingga tepi jalan di
15
sekitar rumah‐rumah sakit itu. Jerit tangis, ceceran darah, dan
kepanikan bercampur aduk. Korban tewas pada umumnya karena
tertimpa bangunan yang roboh, sementara korban luka‐luka juga
banyak terjadi karena kepanikan yang luar biasa.
Gambar 1.11. Gedung STIE di Parang Tritis Yogyakarta mengalami kerusakan akibat
gempabumi (Sumber : Tim Survey BMKG, 2006).
Dampak gempabumi ini juga dialami oleh warga di Dusun
Ngrangkah dan Kinahrejo, Umbulharjo, Cangkringan, Sleman. Sejumlah
rumah di dusun yang berada di lereng Gunung Merapi ini rusak ringan dan
sedang pada bagian atap. Sebagian besar warga di Kabupaten Sleman
menduga gempabumi berasal dari Gunung Merapi yang aktivitasnya
sedang meningkat. Selepas terjadinya gempabumi, warga ke luar rumah
dan memandang ke arah Gunung Merapi. Gumpalan awan panas di
Merapi diyakini warga sebagai sumber gempabumi. Namun, dugaan itu
salah besar karena sumber gempabumi berada di Laut Selatan.
16
Gambar 1.12. Kondisi tiang pancang yang rusak dan disinyalir tidak memenuhi
standar mutu dan pelaksanaan pembangunan di Gedung BPKP
Yogyakarta (Sumber : Tim Survey BMKG, 2006).
Gempabumi Yogyakarta 2006 mempunyai magnitudo yang jauh
lebih kecil dibandingkan Gempabumi Aceh 2004, akan tetapi efek
kerusakan berakibat sangat parah. Bukan hanya struktur rumah
sederhana dan menengah yang rusak parah, namun bangunan beton
bertulang pun juga ikut ambrol.
Terdapat beberapa analisa terhadap kerusakan gempabumi. Hal
ini dikarenakan rendahnya kualitas struktur bangunan dalam hal mutu
maupun pelaksanaan pembangunan. Kontruksi kuat dan baru relatif
kokoh menahan gempabumi. Alasan lain dikarenakan pusat sumber
gempabumi yang relatif dekat dengan pemukiman dan kondisi batuan
di wilayah Yogyakarta dan sekitarnya yang lunak sehingga
menimbulkan amplifikasi (peningkatan getaran) gelombang
gempabumi yang terperangkap di permukaan.
17
Gambar 1.13. Sebuah rumah kontruksi lemah mengalami roboh total
terkena goncangan Gempabumi Yogyakarta 2006 (Sumber: Meguro,
GRIPS, 2007).
1.6. Gempa Tak Terasa Namun Menimbulkan Tsunami
Pada hari Senin 17 Juli 2006 jam 15:19:22 WIB terjadi
gempabumi bumi dengan pusat 9,46 LS ‐ 107,19 BT, kedalaman 33 km
dan kekuatan 6,8 Skala Richter. Pusat gempabumi di Samudera Hindia
280 km selatan Bandung atau 255 km barat daya Pangandaran.
Bencana tsunami tersebut secara keseluruhan melanda
sepanjang pantai selatan Jawa Barat, Cilacap dan Yogyakarta menelan
korban jiwa lebih dari 378 orang meninggal, 272 orang luka‐luka, 77
orang menghilang. Kerugian pada perumahan 842 rumah hancur, 92
rumah rusak, 62 bangunan hotel dan penginapan hancur, 5 kantor
hancur. Sarana transportasi 56 mobil hancur, 97 motor hancur, 190
kapal boat rusak, dan 29 becak tradisional hancur. Total kerugian
akibat bencana tsunami ini berkisar lebih dari pada 40 milyar rupiah.
18
Gambar 1.14. Bangunan bertingkat 2 hancur diterjang run‐up maksimum di Pantai
Pangandaran Barat setinggi 7 m dari permukaan laut (Sumber : Pribadi,
BMG, 2006) .
BMG berperan dalam hal mitigasi bencana gempabumi dan
tsunami. BMG bekerja sama dengan tim Jepang‐Korea mengirim tim
survei tsunami untuk melakukan investigasi dan pengukuran data
akibat gempabumi dan tsunami serta pengukuran gempabumi susulan.
Tim survei disebar sepanjang Pameungpeuk, Pangandaran, Cilacap,
dan Pangandaran. Hasilnya didapat 225 titik pengamatan detail atau
32 pengamatan signifikan parameter tsunami.
Survey run‐up gelombang tsunami maksimum setinggi 7 m dari
permukaan laut (Mean Sea Level/MSL) di Pantai Pangandaran Jawa
Barat, dan 6,94 m MSL di Pantai Suwu Kebumen, sedangkan run‐up
minimum 1,09 m MSL di Pantai Glagah Yogyakarta. Arah dominan
gelombang tsunami berkisar barat laut‐timur laut (NW‐NE) di selatan
Pantai Pangandaran.
19
Gambar 1.15. Peta ketinggian tsunami hasil survei di wilayah Pameungpeuk,
Pangandaran, Cilacap, Kebumen, Yogyakarta. Hasil survei BMG (merah)
dan survey BMG2‐Jepang‐Korea (hitam) (Sumber : Pribadi, BMG, 2006).
Bencana ini seolah datang tiba‐tiba dengan tanpa didahului tanda‐
tanda apapun. Pada umumnya masyarakat di pesisir pantai Ciamis dan
Tasikmalaya Jawa Barat kurang memahami apa itu tsunami dan tanda‐
tandanya. Oleh karenanya, kejadian ini banyak menimbulkan korban jiwa
dan kerugian material. Terlebih lagi gelombang tsunami ini datang dengan
tanpa didahului oleh goncangan gempabumi sebelumnya yang biasa
dirasakan oleh banyak masyarakat. Penyusutan air muka pantai juga tidak
ditemukan secara signifikan sebagaimana kasus‐kasus tsunami lainnya.
Hanya sejumlah kecil saja dari warga pantai yang mengamati
penyurutan garis pantai sejauh 200 m ke laut tanpa mencurigai akan
adanya gelombang tsunami seperti yang dituturkan warga di Pantai Timur
Pangandaran dan Pak Mimit warga Batu Hiu. Sebagian besar masyarakat
di pantai timur Pangandaran tidak merasakan gempabumi dan air laut
surut setelah gelombang tsunami ketiga sejauh 200 m dari pinggir pantai.
Berdasarkan keterangan masyarakat di pantai barat Pangandaran
gelombang tsunami terjadi 3 (tiga) kali dimulai jam 16:05 WIB, gelombang
pertama 4 m, kedua 7 m, dan ketiga 3 m dengan interval gelombang 1‐2
20
menit. Di daerah Tanjung Pangandaran yang berjarak 300 m (antara
pantai barat dan timur) terjadi titik temu dua arus gelombang tsunami
pada titik 07,42°175 LS ‐ 108,39°482 BT, sedangkan di tanjung yang
berjarak 500 m tidak sampai terjadi pertemuan gelombang karena
terhalang bangunan rumah dan penginapan di tengah‐tengah tanjung.
Ditemukan bukti adanya abrasi di daerah Cipatujah dan perubahan
garis pantai di daerah Parigi Kabupaten Ciamis.
1.7. Memberikan Rasa Aman Pada Warga
Gempabumi terkadang diikuti suasana chaos di lingkungan
masyarakat dengan menyebarnya isu‐isu seputar bencana gempabumi.
Misalnya, akan adanya gempabumi susulan yang lebih besar dari
gempabumi utama, atau diikuti gelombang tsunami yang besar seperti
pernah terjadi di Aceh, dan lain sebagainya. Masyarakat yang panik
tidak bisa berpikir jernih apalagi bertindak tepat di saat bahaya
bencana. Kondisi ini kerap dimanfaatkan oleh oknum provokator untuk
mengail di air keruh. Para penjarah sering melakukan aktivitasnya
untuk menguras harta kekayaan yang masih tertinggal di dalam rumah
yang ditinggalkan penghuninya.
Oleh karena itu, keterangan resmi dari aparat pemerintah yang
berwenang dan terkait dengan bencana teramat sangat diperlukan
sebagai informasi yang benar dan patut dipercaya sehingga situasi
keamanan bisa dikendalikan dengan baik. Di sinilah peran seluruh
komponen pada masing‐masing Unit Pelaksana Teknis (UPT) BMKG di
daerah untuk menenangkan masyarakat korban gempabumi.
Seperti yang diutarakan oleh Tony Agus Wijaya, S.Si, pengamat
geofisika di UPT BMKG Yogyakarta yang dipetik dari Kompas/Jawa Pos.
"Kekuatan gempabumi belum menyebabkan gelombang tsunami.
Berdasarkan perhitungan menggunakan pemodelan tsunami, gempabumi
sebesar itu hanya sedikit menaikkan gelombang laut. Kalau terjadi
tsunami, gelombang laut sudah akan sampai di pantai dalam waktu 30
menit. Kalau sampai tiga jam ini belum ada, berarti tidak ada tsunami."
21
Petugas BMKG melakukan koordinasi dengan aparat
pemerintahan setempat atau di posko‐posko utama pengungsian
untuk menenangkan masyarakat korban bencana gempabumi. Seperti
yang dilakukan di Desa Cikelet Cianjur, para petugas di samping
mempunyai kesibukan melakukan pengukuran data seismometer
Gempabumi Tasikmalaya 2009, mereka pun melakukan sosialisasi
pengetahuan kebencanaan gempabumi pada pemerintah dan
masyarakat. Langkah ini dinilai banyak kalangan cukup tepat dalam
menangkal informasi tidak benar terutama adanya rumor‐rumor akan
adanya gempa susulan dan tsunami setelah gempa utama.
Terbukti sikap masyarakat menjadi tenang karena mereka
mendapatkan kepastian informasi dan petunjuk yang berharga demi
keselamatan diri dan keluarga sehingga para aparatur pemerintahan pun
lebih mudah mengendalikan keamanan lingkungan bencana. Biasanya
mereka mempertanyakan keamanan status rumah mereka setelah
diguncang gempabumi. Petugas BMKG biasanya memberikan arahan
untuk kembali ke rumah tinggalnya apabila dipandang masih layak huni.
Para praktisi pendidikan juga turut memberikan andil dalam
upaya penenangan massa. Beberapa hari setelah Gempabumi Padang
2009, dari Tim Teknis Evaluasi Bangunan, Pusat Mitigasi Bencana,
Institut Teknologi Bandung (ITB) melakukan survei bangunan rusak dan
memberikan sertifikasi kualitatif atau visual terhadap sampel‐sampel
bangunan di daerah‐daerah parah terkena bencana di Kota Padang.
Masing‐masing bangunan diberikan label sesuai tingkat
kerusakannya, antara lain: bangunan layak huni tanpa syarat (tidak ada
kerusakan sama sekali atau kuat), bangunan layak huni dengan
perbaikan non struktural (kerusakan kecil), bangunan layak huni
dengan perbaikan struktural (kerusakan menengah tapi masih kuat),
dan bangunan tidak layak huni (kerusakan sangat parah dan rentan).
22
Gambar 1.16. Label sertifikasi ketahanan bangunan yang diberikan oleh tim survei
ITB terhadap Gedung Perpustakaan Universitas Negeri Padang (atas).
Bangunan masjid di Kecamatan Koto Tangah Padang (bawah).
Lingkaran merah menunjukkan label sertifikasi (Sumber : Tim Survei
ITB/Nanang T. Puspito, 2009, Tim Precursor BMKG, 2009).
Semestinya dengan semakin berpengalaman menghadapi bencana
gempabumi maka akan memperkecil terjadinya kerusakan bangunan
utama. Bangunan yang seharusnya dirancang cukup handal dalam
melindungi penghuninya dari bahaya gempabumi bisa saja malah
23
menjadikan perangkap kematian bagi orang‐orang yang tak sempat
keluar dari dalamnya. Banyak hal yang dapat dijadikan pelajaran bagi
para praktisi, insinyur, kontraktor, birokrat, maupun masyarakat awam
sekalipun. Bahwa sekalipun peraturan bangunan tahan gempabumi
(building code) sudah ditetapkan, tetapi tidak pernah dijalankan dalam
pelaksanaannya secara menyeluruh maka akan sia‐sia belaka dan
korban akibat runtuhan bangunan tetap bertambah.
24
2
MENGAPA TERJADI GEMPABUMI?
Gambar 2.1. Orang Jepang percaya mitos penyebab gempabumi adalah ikan lele
(Sumber : Kuge, Kyoto Univ., 2007).
25
P
ertanyaan asal muasal gempabumi selalu menjadi topik
bahasan yang
menarik. Ada pula yang mengkaitkan dengan tahayul atau kepercayaan
tradisional. Orang Jepang sejak dahulu kala sampai sekarang masih mempercayai
mitos penyebab
gempabumi adalah berasal dari ikan lele (catfish).
2.1. Pengertian
Gempabumi (earthquake) adalah peristiwa bergetar atau
bergoncangnya bumi karena pergerakan/pergeseran lapisan batuan
pada kulit bumi secara tiba‐tiba akibat pergerakan lempeng‐lempeng
tektonik. Gempabumi yang disebabkan oleh aktivitas pergerakan
lempeng tektonik disebut gempabumi tektonik. Namun selain itu,
gempabumi bisa saja terjadi akibat aktifitas gunung berapi yang
disebut sebagai gempabumi vulkanik.
Pergerakan tiba‐tiba dari lapisan batuan di dalam bumi
menghasilkan energi yang dipancarkan ke segala arah berupa
gelombang gempabumi atau gelombang seismik. Ketika gelombang ini
mencapai permukaan bumi, getarannya dapat merusak segala sesuatu
di permukaan bumi seperti bangunan dan infrastruktur lainnya
sehingga dapat menimbulkan korban jiwa dan harta benda.
Berbeda dengan letusan gunung api dan bencana alam lain yang
didahului dengan tanda‐tanda atau gejala‐gejala yang muncul sebelum
kejadian, gempabumi selalu datang secara mendadak dan mengejutkan
sehingga menimbulkan kepanikan umum yang luar biasa karena sama
sekali tidak terduga sehingga tidak ada seorang pun yang sempat
mempersiapkan diri.
Akibat yang ditimbulkan gempabumi luar biasa dahsyat karena
mencakup wilayah yang sangat luas, menembus batas teritorial negara,
bahkan antar‐benua. Sifat getaran gempabumi yang sangat kuat dan
merambat ke segala arah, mampu menghancurkan bangunan‐bangunan
sipil yang terkuat sekalipun, sehingga tak ayal lagi sangat banyak
26
memakan korban nyawa manusia. Bahkan gempabumi sering kali
diikuti oleh bencana alam lanjutan yang jauh lebih dahsyat berupa
tanah longsor dan gelombang tsunami.
Gambar 2.2. Pergeseran di kerak bumi memancarkan radiasi gelombang gempabumi
hingga menimbulkan goncangan dan perubahan struktur batuan di
permukaan (Sumber : Yagi, IISEE, 2006).
2.2. Jalur Gempabumi
Gempabumi dapat terjadi kapan dan di mana saja. Meskipun
demikian, konsentrasi gempabumi cenderung terjadi di tempat‐tempat
27
tertentu saja di lapisan kulit bumi. Lapisan kulit bumi terluar atau
litosfer terdiri atas lempeng‐lempeng tektonik yang kaku dan terapung
di atas batuan yang relatif tidak kaku serta bergerak satu sama lain.
Daerah pertemuan dua lempeng disebut sebagai plate margin atau
batas lempeng, yang bisa berupa zona subduksi, pemekaran dasar
samudra, atau pengangkatan, pelipatan, dll. di zona tumbukan.
Gempabumi tidak dapat terjadi di sembarang tempat, tetapi umumnya
gempabumi terjadi di sekitar batas lempeng, yang membentuk jalur
gempabumi dunia, dan sekitar sesar.
Jika dua lempeng bertemu pada suatu sesar, keduanya dapat
bergerak saling menjauhi, saling mendekati, atau saling bergeser (Gambar
2.3). Umumnya, gerakan ini berlangsung lambat dan tidak dapat dirasakan
oleh manusia namun terukur sebesar 0‐15 cm per tahun.
Gambar 2.3. Jenis pergerakan lempeng, yaitu: saling menjauhi (A), saling mendekati
(B), dan saling geser (C) (Sumber : John Willey, 1999).
28
Kadang‐kadang gerakan lempeng ini macet dan saling mengunci
sehingga terjadi pengumpulan energi yang berlangsung terus sampai
pada suatu saat tidak mampu lagi menahan stress tersebut sehingga
patah secara mendadak dan melepaskan energi dalam bentuk getaran
yang kita kenal sebagai gempabumi. Ada tiga kemungkinan pergerakan
satu lempeng tektonik relatif terhadap lempeng lainnya, yaitu apabila
kedua lempeng saling menjauhi (spreading), saling mendekati
(collision) dan saling geser (transform).
Di bawah lapisan kulit bumi terdapat lapisan mantel (selubung),
yang suhunya jauh lebih panas. Lapisan ini sedemikian panasnya
sehingga senantiasa dalam keadaan tidak kaku, dapat bergerak sesuai
dengan proses pendistribusian panas yang kita kenal sebagai aliran
konveksi. Aktivitas magma dalam mantel bisa juga mendesak sampai ke
permukaan hingga membentuk rangkaian gunung berapi, yang dikenal
dengan lingkaran api (ring of fire) (Gambar 2.4).
Gambar 2.4. Lempeng‐lempeng tektonik dunia yang saling bergerak satu sama lain
membentuk jalur‐jalur tektonik (garis hitam) dan lingkaran api sebagai
gunung berapi aktif (bola merah) (Sumber: Topinka, USGS, 1997).
29
Gambar 2.5. Distribusi tahunan gempabumi‐gempabumi terkini dunia dinotasikan
dengan titik‐titik hitam terkonsentrasi pada jalur‐jalur tektonik (Sumber
: i‐ GMT, 2008).
2.3. Penyebab Gempabumi
Berdasarkan
atas
penyebabnya
gempabumi
dapat
dikelompokkan menjadi beberapa macam diantaranya: tektonik,
vulkanik, runtuhan, jatuhan meteor, dan gempabumi buatan manusia.
Gempabumi tektonik adalah gempabumi yang disebabkan oleh
pelepasan energi elastis yang tersimpan dalam lempeng tektonik. Karena
adanya dinamika yang terjadi pada lapisan mantel bumi, lempeng tektonik
bumi kita ini terus menerima energi dari lapisan tersebut. Lempeng
tektonik adalah batuan yang bersifat elastis, sehingga energi yang
diterima dari lapisan mantel tersimpan dalam bentuk energi elastis. Bila
energi yang diterima sudah melebihi batas elastisitas lempeng tektonik,
maka energi akan terlepas dalam bentuk deformasi plastis dan gelombang
elastis. Daerah yang melepaskan energi elastis umumnya daerah yang
lemah sehingga di daerah tersebut akan mengalami deformasi plastis,
sedangkan daerah yang jauh dari sumber tersebut akan
30
mengalami deformasi elastis dalam bentuk gelombang seismik.
Dengan adanya deformasi plastis di sekitar sumber gempabumi,
fenomena yang dapat diamati dalam jangka waktu panjang adalah
terjadi pergerakan dari lempeng tektonik dengan jenis pergerakan
antara lain: penunjaman antara lempeng samudra dan lempeng benua,
tumbukan antara kedua lempeng benua, dan pergerakan lempeng
samudera yang saling menjauh, serta pergerakan lempeng yang saling
bergeser. Dikarenakan tepian lempeng yang tidak rata maka jika
bergesekan maka, timbullah friksi. Friksi inilah yang kemudian
melepaskan energi goncangan gempabumi.
Gempabumi vulkanik adalah gempabumi yang disebabkan oleh
kegiatan gunung api. Magma yang berada pada kantong di bawah gunung
tersebut mendapat tekanan dan melepaskan energinya secara tiba‐tiba
sehingga menimbulkan getaran tanah. Selain itu, pelepasan energi stress
tersebut juga menyebabkan gerakan magma secara perlahan.
Aktivitas gempabumi tektonik dapat memicu aktivitas
gempabumi vulkanik. Naiknya magma ke permukaan dapat dipicu oleh
pergeseran lempeng tektonik pada sesar bumi. Biasanya ini terjadi
pada batas lempeng tektonik yang bersifat konvergen (saling
mendesak). Hanya saja pada gempabumi vulkanik, efek goncangan
lebih ditimbulkan karena desakan magma, sedangkan pada gempabumi
tektonik efek goncangan langsung ditimbulkan oleh benturan kedua
lempeng tektonik. Bila lempeng tektonik yang terlibat adalah lempeng
benua dengan lempeng samudera, maka akan terjadi deformasi di
dasar laut yang kemudian menimbulkan tsunami karena batas
lempengnya umumnya berada di dasar laut.
Gempabumi runtuhan adalah gempabumi lokal yang terjadi apabila
suatu gua di daerah batuan karst atau lokasi pertambangan runtuh.
Sedangkan gempabumi jatuhan meteor akibat kejatuhan meteorit atau
benda langit ke permukaan bumi. Hal ini pernah terjadi di kawasan
Arizona, Amerika hingga meninggalkan bekas berupa lekukan tanah yang
cukup lebar seperti membentuk sebuah kawah. Gempabumi
31
yang disebabkan oleh aktivitas dari manusia, yakni seperti peledakan
dinamit, nuklir, ledakan bom, atau palu yang dipukulkan ke permukaan
bumi.
2.4. Kedalaman dan Kekuatan Gempabumi
Fowler (1990) mengklasifikasikan gempabumi berdasarkan
kedalaman fokus (hypocentre) sebagai berikut: gempabumi dangkal
(shallow) kurang dari 70 km, gempabumi menengah (intermediate)
kurang dari 300 km, dan gempabumi dalam (deep) lebih dari 300 km
atau 450 km.
Gambar 2.6. Seismogram digital vertikal di PALK Srilanka mencatat gempabumi
susulan Sumatera 2004 (Sumber : IISEE, 2006).
32
Gempabumi dangkal menimbulkan efek goncangan dan
kehancuran yang lebih dahsyat dibanding gempabumi dalam. Ini
karena sumber gempabumi lebih dekat ke permukaan bumi sehingga
energi gelombangnya lebih besar. Karena pelemahan energi
gelombang akibat perbedaan jarak sumber ke permukaan relatif kecil.
Berdasarkan kekuatannya atau magnitudo (M) berskala Richter (SR)
dapat dibedakan atas :
a. Gempabumi sangat besar M > 8 SR
b. Gempabumi besar M 7 ‐ 8 SR
c. Gempabumi merusak M 5 ‐ 6 SR
d. Gempabumi sedang M 4 ‐ 5 SR.
e. Gempabumi kecil M 3 ‐ 4 SR
f. Gempabumi mikro M 1 ‐ 3 SR
g. Gempabumi ultra mikro M < 1 SR
2.5. Jenis Gempabumi Berdasarkan Urutan Kejadiannya
Berdasarkan proses kemunculan dan kesudahannya, Mogi
membedakan gempabumi atas beberapa jenis, di antaranya:
a. Gempabumi utama (main shock) langsung diikuti gempabumi
susulan tanpa gempabumi pendahuluan (fore shock).
b. Gempabumi sebelum terjadi gempabumi utama diawali
dengan adanya gempabumi pendahuluan dan selanjutnya
diikuti oleh gempabumi susulan.
c. Gempabumi terus‐menerus dan dengan tidak terdapat
gempabumi utama yang signifikan disebut gempabumi swarm.
Biasanya dapat berlangsung cukup lama dan bisa mencapai 3
bulan atau lebih. Terjadi pada daerah vulkanik seperti di
Gunung Lawu 1979, dan Kemiling, Bandar Lampung 2006.
33
Gambar 2.7. Tipe pergerakan sesar gempabumi (1) Turun, (2) Naik, (3) Mendatar, dan
(4) Sesar Oblique (Sumber : USGS).
2.6. Pergerakan Sesar
Sesar atau patahan (fault) adalah bidang batas antara dua fraksi
kulit bumi yang mengalami gerakan relatif, biasanya merupakan daerah
yang relatif lemah, mengalami retakan atau terdapat celah. Dampak
gempabumi yang terjadi dipengaruhi oleh pergerakan model gerak
relatif batuan yang terjadi di sekitar sesar tersebut.
Bila batuan yang menumpu merosot ke bawah akibat batuan
penumpu di kedua sisinya bergerak saling menjauh, sesarnya
dinamakan sesar normal (normal). Bila batuan yang menumpu
terangkat ke atas akibat batuan penumpu di kedua sisinya bergerak
saling mendorong, sesarnya dinamakan sesar naik (reverse/thrust). Bila
kedua batuan pada sesar bergerak saling menggelangsar, sesarnya
dinamakan sesar geseran‐ jurus (strike‐slip).
Sesar normal dan sesar naik, keduanya menghasilkan perpindahan
vertikal (vertical displacement), sedangkan sesar geseran‐jurus
34
menghasilkan perpindahan horizontal (horizontal displacement). Selain
itu, terdapat pula kombinasi antara sesar vertikal dengan sesar
horisontal yang dinamakan sesar oblique. Sebagai contoh kejadian
nyata seperti terlihat pada Gambar 2.8 dan 2.9.
Gambar 2.8. Sesar gempabumi bertipe sesar naik ke arah hulu sungai pada
gempabumi Chi‐chi Taiwan 1999 (Sumber : Kuge, 2007).
35
Gambar 2.9. Gempabumi Kobe 1995 menyebabkan sesar mendatar yang tampak di
permukaan (Sumber: Sagiya, 2004).
36
3
INTERIOR BUMI
Gambar 3.1. Film fiksi ilmiah "The Core" obsesi manusia untuk mengeksplorasi
interior bumi (Sumber : Puspito, 2009).
37
I
nterior dalam bumi sudah sejak lama mengandung berbagai rahasia yang
belum terpecahkan. Obsesi manusia untuk mengetahui bagian dalam bumi ini
tergambar dalam film fiksi ilmiah "The Core" dengan kisah para ilmuwan geofisika
yang membuat
ekspedisi sejauh 1800 mil menembus lapisan‐lapisan hingga ke inti
bumi (core) dengan menggunakan kendaraan bor baja.
3.1. Pendahuluan
Pertama kali Andrija Mohorovicic (1857‐1936) pada tahun 1909
menemukan batas perlapisan seismic discontinuity atau Mohorovicic
discontinuity layer pada kedalaman 30 km di Lembah Kupa, Kroasia
(Croatia) berdasarkan adanya kurva ploting waktu tiba (travel time)
gelombang seismik. Peristiwa ini bisa menjadi titik terang dalam
penyelidikan struktur interior bumi menggunakan prinsip seismik.
Tahun 1897 E. Wiechert menghitung densitas bumi. Bumi terdiri dari
dua lapis interior metalik yang dibungkus dengan batuan penutup. Densitas
berubah dari 3,0 gr/cm3 menjadi 3,4 gr/cm3. Tahun 1903 Bendorf, Miln, dan
Oldham dilanjutkan oleh E. Wiechert tahun 1907 menghitung distribusi
kecepatan gelombang P. Yugoslav (1909) menemukan lapisan diskontinuitas
Mohorovicic. Tahun 1914 Gutenberg menemukan adanya penurunan
kecepatan gelombang P dari mulai 12,3 km/s menjadi 8,5 km/s.
Dalam pengukuran radius inti bumi, Jeffreys‐Bullen menemukan
jari‐jari bumi 3.473 km berdasarkan waktu penjalaran gelombang PcP,
sedangkan dengan metode yang sama Taggart dan Engdahl pada tahun
1968 mendapatkan jari‐jari terukur 3.477 ± 2 km. Lain halnya dengan
Heles dan Roberts (1970), dengan menggunakan metode perbedaan
waktu penjalaran gelombang gempabumi ScS dan S, didapatkan jari‐jari
3.490± 4,7 km dan 3.486 ± 4,6 km.
Penemuan diskontinuitas gelombang gempabumi (seismik) telah
dilakukan oleh banyak ilmuwan. Eret (1970) meneliti pada kedalaman 57
km di daerah Teluk Meksiko ditemukan kecepatan gelombang seismik
38
8,77 km/s. Zverev (1970) di daerah Laut Pasifik pada kedalaman 20 km
kecepatan seismik 8,5‐8,8 km/s. Secara umum, Lukk dan Nersesov
(1965) pada kedalaman 85 km kecepatan seismik 8,6 km/s. Banyak
penemu lainnya mengatakan pada kedalaman 100‐150 km
kecepatannya 8,5‐8,8 km/s.
3.2. Kecepatan Seismik
Getaran gempa menimbulkan gelombang gempabumi yang
menjalar ke seluruh lapisan bumi. Gelombang seismik secara ringkas
dapat dijelaskan terdiri dari 2 jenis, yaitu gelombang yang merambat di
permukaan (surface waves) dan pada kedalaman interior (body waves).
Body waves mempunyai dua macam gelombang, yakni gelombang P
(primary/longitudinal) dan S (secondary/transversal).
Kecepatan gelombang seismik bertambah dengan kedalaman,
maka lintasan gelombang seismik akan berbentuk lengkungan cekung
ke permukaan bumi. Kecepatan gelombang P (Vp) tergantung dari
konstanta Lame (l), rigiditas/kekakuan batuan (m), densitas/kerapatan
batuan (r) serta Modulus Bulk (K). Dirumuskan sebagai berikut:
(3‐1)
(3‐2)
Satuan Vp dan Vs adalah km/detik.
Gelombang P mempunyai kecepatan paling tinggi dibanding dengan
kecepatan gelombang S sehingga tercatat paling awal di seismogram.
Menurut Poisson kecepatan gelombang P mempunyai kelipatan dari
kecepatan gelombang S. Dengan anggapan bahwa media dalam bumi
adalah homogen, maka gelombang gempa mengalami pemantulan
(reflection) dan pembiasan (refraction) dalam perjalanannya melalui
39
bagian dalam bumi mengikuti kaidah Hukum Snellius. Pembahasan
gelombang seismik ini selengkapnya akan dibahas pada Bab 6.
Gambar 3.2. Simulasi 3‐D perambatan refraksi gelombang seismik terhadap beberapa
lapis kedalaman bumi (Sumber : Garnero, 2006).
3.3. Eksplorasi Struktur Bumi
Untuk mengetahui proses‐proses dan kandungan interior bumi,
manusia sudah sejak lama berambisi untuk melakukan eksplorasi
bagian bawah permukaan bumi.
Hal ini bisa dilakukan dengan dua cara, yaitu secara langsung
dengan melakukan pengeboran (eksplorasi) atau dengan cara tak
langsung dengan memanfaatkan metode geofisika. Metode langsung
sangat sulit dilakukan karena harus mengeluarkan biaya yang besar dan
hasilnya kurang menunjukkan hasil signifikan karena kedalaman yang
bisa dicapai masih berkisar 1‐6 km. Yang mungkin dan termurah
dilakukan adalah dengan metode tak langsung, di antaranya dengan
menggunakan metode seismik, gravitasi, geoelektrik, dan geomagnet.
40
Dengan adanya seismograf yang dapat mencatat gelombang
seismik, sejak permulaan abad ke‐20 telah dapat dianalisis susunan
bagian dalam bumi. Secara umum susunan bagian dalam bumi dibagi
menjadi tiga, berturut‐turut dari permukaan menuju ke bagian dalam
bumi adalah kerak bumi, mantel, dan inti bumi. Antara mantel dan
kerak bumi serta antara mantel dan inti bumi merupakan lapisan batas
diskontinuitas yang berfungsi sebagai pembiasan dan pemantulan
gelombang seismik.
Pada penelitian struktur kerak bumi, metode yang dipakai adalah
Seismik Refraksi. Gempabumi buatan dipasang pada jarak tertentu,
kemudian rambatan gelombang ditangkap oleh sistem jaringan
seismograph array dengan interval jarak 1 sampai 2 km antara satu
sama lain.
Gambar 3.3. Metode Seismik Refraksi (kiri) dan hasil seismogramnya (kanan)
digunakan pada penelitian lapisan kerak bumi di jalur transportasi
Haruno Tsukude Jepang (Sumber : Iwasaki, ERI , 2003).
41
3.4. Struktur Lapisan Bumi
Interior bumi atau struktur dalam bumi yang berlapis terdiri dari
tiga lingkaran yang konsentris, yaitu kerak (crust), mantel (mantle), dan
inti bumi (inner and outer core). Berdasarkan riset kebumian diketahui
jari‐jari bumi adalah 6.371 km yang terbagi menjadi beberapa lapis
kedalaman, unsur, dan suhu. Secara berurutan, lihat Gambar 3.4,
disebutkan dari bagian paling tebal menjadi tipis:
‐ Inti dalam padat, 2.885 ‐ 6.371 km, Fe, suhu 4300 ° C
‐ Inti luar yang cair, 2.285 ‐ 5.144 km, Fe, Ni, suhu 3700 ° C
‐ Mantle, 40 ‐ 2.885 km, Fe, Mg, Si, O, suhu 1000 ° C
‐ Kerak, 5 ‐ 40 km, Si, Al, K, Na, Si, O, suhu 0 ° C
Gambar 3.4. Struktur bumi terdiri dari beberapa lapisan antara lain: kerak (crust),
mantel (mantle), dan inti bumi (inner and outer core) (Sumber: John
Willey, 1999).
42
Terdapat dua jenis kerak bumi yaitu: kerak benua (Si ‐ Al) dengan
komposisi batuan granit dan kerak samudera (Si ‐ Ma) berbatuan basal.
Bagian luar dari kulit bumi secara fisik dapat dibagi menjadi Litosfer
dan Astenosfer. Litosfer terdiri dari kerak dan mantel atas bagian atas.
Secara umum, litosfer mempunyai ketebalan rata‐rata 100 km.
Astenosfer adalah mantel bagian atas yang lunak dan bersifat plastis
(ductile), dapat mencapai sampai kedalaman 700 km (Gambar 3.5).
Gambar 3.5. Susunan struktur bumi dengan kedalaman dan unsur penyusunnya
(Sumber : Jhon Willey, 1999).
3.5. Kerak Bumi
Kerak bumi atau crust merupakan lapisan paling atas dari susunan
bumi dan sangat tipis dibanding dengan lapisan lainnya. Lapisan kerak
bumi mempunyai ketebalan bervariasi antara 25 ‐ 40 km di daratan dan
43
bisa mencapai 70 km di bawah pegunungan, sedang di bawah samudera
ketebalannya lebih tipis dan bisa mencapai 5 km. Lapisan ini dibagi lagi
menjadi dua bagian yang dipisahkan oleh lapisan diskontinuitas Conrad,
berturut‐turut dari permukaan adalah lapisan yang mewakili batuan granit
dan di bawahnya yang mewakili batuan basal. Di bawah samudera lapisan
granit umumnya tidak ditemui. Kerak bumi berbentuk materi padat,
terdiri dari sedimen, batuan beku, dan metamorfis dengan unsur utama
oksigen dan silikon. Densitas rata‐rata 2.94 gr/cm3 , merupakan 0,3% dari
massa bumi dan 0,5 % dari volume bumi secara keseluruhan (Tabel 3.1).
Antara kerak dan mantel terdapat lapisan diskontinuitas yang
disebut lapisan Mohorovicic dan sering disebut dengan lapisan M atau
Moho saja. Kecepatan gelombang longitudinal atau gelombang kompresi
pada lapisan ini berkisar antara 6,5 km/detik sampai 8 km/detik.
Tabel 3.1. Susunan Bagian dalam Bumi
Lapisan
Kedalaman
(Km)
Kerak bumi
Mantel atas
Mantel bawah
Inti luar
Inti dalam
Perm - Moho
Moho – 1000
1000 – 2900
2900 – 5200
5200 – 6370
Volume
10 km3 %
Massa
10 kg %
5,1
429,1
473,8
166,4
8,6
15
1673
2415
1743
125
9
0,5
39,6
43,7
15,4
0,8
12
0,3
28,0
40,4
29,2
2,1
Densitas
Gr/Cm3
2,94
3,90
5,10
10,50
14,53
3.6. Mantel Bumi
Lapisan mantel bumi membujur ke dalam mulai dari lapisan moho
sampai lapisan inti bumi pada kedalaman sekitar 2.900 km. Mantel sebagian
besar dipertimbangkan sebagai lapisan padat. Lapisan ini dapat dibagi dua
bagian, masing‐masing mantel atas dan mantel bawah. Mantel atas
membujur sampai kedalaman 1.000 km di bawah permukaan. Kecepatan
gelombang kompresi pada lapisan kulit bumi semakin ke bawah semakin
besar mulai dari sekitar 8 km/detik di bawah lapisan moho sampai
44
sekitar 13,7 km/detik di perbatasan inti‐mantel. Pada lapisan mantel
atas terdapat beberapa lapisan diskontinuitas dimana kecepatan
gelombang tiba‐tiba turun.
Pada kedalaman antara 100 km sampai 250 km di bawah
permukaan bumi terdapat lapisan kecepatan rendah (Low Velocity
Layer atau LVL). Lapisan LVL diperkirakan berupa materi mencair yang
panas, dengan rigiditas rendah serta kecepatan gelombang seismik bisa
turun sekitar 6 % jika dibanding dengan kecepatan pada lapisan moho.
Mantel bawah kecepatan gelombang seismiknya secara gradual naik
sesuai dengan kedalaman.
Diskontinuitas dalam bumi disebabkan oleh perubahan susunan
kimia dari material dalam bumi atau oleh perubahan fase dari material
tersebut (padat ke tak padat, tak padat ke padat atau dua fase padat
yang berbeda ).
Densitas dari mantel bumi antara 3,9‐5,1 gr/cm3, terdiri dari oksigen,
magnesium, silikat, dan sedikit ferum. Mantel merupakan 68,4% dari massa
bumi dan 83,3 % dari volume bumi. Secara umum, harga densitas bertambah
terhadap kedalaman bumi (lihat Tabel 3.1). Demikian juga harga tekanan dan
temperatur, makin ke dalam harganya makin besar.
3.7. Inti Bumi
Inti bumi adalah lapisan yang paling dalam dari bumi. Lapisan ini
diperkirakan mempunyai jari‐jari 3.500 km dan terdiri dari dua bagian
masing‐masing inti luar (outer core) dan inti dalam (inner core).
Lapisan inti luar membujur sampai kedalaman sekitar 5.100 km di
bawah permukaan bumi dan diperkirakan berupa fluida karena dari
catatan seismogram gelombang shear tidak teridentifikasi. Kecepatan
gelombang kompresi pada lapisan inti luar naik sesuai kedalaman
antara 8‐10 km/detik, sedang pada lapisan inti dalam kecepatanya juga
naik antara 10‐13,7 km/detik.
45
Gambar 3.6. Kecepatan gelombang seismik pada kedalaman bumi disertai nilai
densitas batuan (Sumber : Garnero, 2006).
Pada inti dalam gelombang shear dapat teridentifikasi kembali
sehingga diperkirakan tersusun dari material padat. Materi inti luar
terdiri dari besi dan nikel dalam bentuk cair/fluida sedangkan inti
dalam dengan materi yang sama dalam bentuk padat.
Inti luar yang berupa medium tak padat dengan densitas 10,5
gr/cm merupakan 15,4% dari volume bumi dan 29,2% dari massa bumi.
Materi yang tak padat ini diapit oleh dua materi padat (mantel dan inti
dalam) membentuk sandwich dan bergerak terus akibat efek rotasi dan
revolusi bumi. Hal ini terutama yang menjadi sumber medan magnet
bumi. Inti dalam merupakan bagian kecil dibanding mantel dan inti luar,
yaitu 0,8% dari volume bumi dan 2,1% dari massa bumi tetapi mempunyai
densitas paling besar, yaitu rata‐rata 14,53 gr/cm3 (lihat Tabel 3.1).
3
46
3.8. Tomografi
Cabang ilmu kebumian modern yang turut andil menjawab misteri
struktur dalam bumi adalah tomografi. Asal katanya adalah tomo, artinya
memotong. Tomografi memotong atau mengiris kedalaman vertikal untuk
mengamati struktur interior bumi. Konsep awal adalah observasi travel
times propagasi gelombang P, S, dan permukaan menggunakan banyak
kombinasi gempabumi dan multistasiun seismograf. Selanjutnya dihitung
gangguan (pertubasi) tingkat kecepatan gelombang seismik jenis cepat
atau lambat. Kecepatan gelombang seismik dan perturbasi dalam tanah
tersebut kemudian dibuat numerical image untuk menggambarkan
struktur dan informasi batuan.
Gambar 3.7. Model struktur thermal pada zona subduksi (Sumber: Puspito, 2009).
47
Di bidang lain seperti kedokteran, tomografi telah berkembang
pesat untuk mengetahui dan diagnosa bagian dalam tubuh manusia,
seperti: kandungan rahim, scanning jantung, scanning otak, dan lain
sebagainya. Seperti halnya dengan seismik, pada beberapa bagian
tubuh yang diamati dipasang sensor‐sensor yang saling memancarkan
sinyal gelombang sehingga didapatkan interpretasi dalam image
bentuk dalam sebenarnya dari organ tubuh tersebut.
Citra tomografi memotong lintang di bawah Amerika Utara
dengan data kecepatan gelombang. Warna biru menggambarkan
kecepatan gelombang seismik tipe cepat sedangkan yang merah lebih
lambat daripada kecepatan gelombang seismik. Beberapa ilmuwan Li
dan Romanowicz (1996), Liu dan Dziewonski (1994), Masters et al.
(1996), dan Grand et al. (1997) meneliti daerah yang sama hasilnya
memberikan image yang hampir sama dalam menginterpretasikan
kecepatan gelombang seismik sebagai suatu slab subduksi lempeng
seperti tampak pada Gambar 3.8.
Pada kasus penunjaman lempeng tektonik benua terhadap
samudera yang dinamakan subduksi lempeng, ditemukan kedalaman
maksimum gempa bumi untuk zona subduksi yang berbeda‐beda sebagai
sebuah fungsi parameter termal. Subduksi dengan laju penunjaman yang
lebih cepat memungkinkan lempeng tektonik menuju ke tempat yang
lebih dalam sebelum lempeng mengalami kenaikan suhu.
Jika diasumsikan kedalaman maksimum gempa dikendalikan oleh
temperatur, maka gempa bumi akan berhenti ketika material mencapai
temperatur yang sangat tinggi. Rasio temperatur lempeng subduksi
dengan mantel sebagai fungsi dari waktu subduksi dihitung
menggunakan model analitik termal.
Porsi paling dingin sekitar setengah temperatur mantel dalam waktu
10 juta tahun, yaitu waktu yang diperlukan oleh slub subduksi mencapai
kedalaman 660 km. Tidak ada alasan untuk lempeng subduksi untuk tidak
menembus mantel lebih bawah. Apabila lempeng subduksi
48
turun ke dalam mantel yang lebih bawah dengan laju yang sama akan
ditahan suatu irisan anomali termal yang signifikan pada perbatasan
inti‐ mantel, konsisten dengan model pada daerah tersebut. Faktanya,
laju subduksi lempeng akan menurun sehubungan dengan semakin
besarnya viskositas pada mantel yang lebih bawah. Pada lempeng
subduksi lebih muda laju subduksi lebih lambat dan temperatur lebih
panas. Temperatur subduksi lebih tua berbanding terbalik dengan
lempeng subduksi lebih tua.
Gambar 3.8. Citra tomografi memotong lintang dibawah Amerika Utara dengan data
kecepatan gelombang (Sumber : Garnero, 2009)
49
Gambar 3.9. Perbandingan tomogram gelombang P perturbasi dengan densitas
kedalaman 135 km dan 250 km meliputi seluruh wilayah Indonesia
(Sumber : Puspito, 2009).
50
4
LEMPENG TEKTONIK
Gambar 4.1. Konveksi panas bumi dari arus bawah hingga ke atas permukaan
dianalogikan sebagai air mendidih di dalam tungku pemanas (Sumber:
Jhon Willey, 1999)
51
Pembangkit utama gempabumi adalah pergerakan lempeng
tektonik yang diakibatkan oleh adanya arus konveksi magma dalam
bumi. Untuk memahaminya kita analogikan perut bumi itu sebagai
tungku pemanas air dimana arus panas berputar dari bawah ke atas. Di
permukaan temperatur berhubungan dengan udara atas sehingga
mengalami pendinginan dan arus tersebut tenggelam lagi. Perputaran
arus tersebut mengakibatkan pergerakan air.
4.1. Sifat Fisis Lempeng Tektonik
Gerakan lempeng tektonik akan menyebabkan perubahan bentuk
permukaan bumi yang membentuk struktur geologi mayor, seperti
gunung, lembah, jurang, dan lain sebagainya. Teori lempeng tektonik
mulai dikenal sejak tahun 1967, lebih muda dibanding teori lainnya
seperti ekspansi tektonik, dan geosinklin.
Litosfer sebagai lapisan yang kuat berada di atas di lapisan
astenosfer yang lemah. Kondisi ini membuat litosfer mudah meluncur
di astenosfer. Konsep kuat dan lemah ini dijelaskan dalam analogi
material batuan yang dipengaruhi gaya‐gaya strain dan stress.
Gambar 4.2. Pertambahan panjang pada material batuan mempengaruhi gaya strain
dan stress (Sumber : Seno, 2006).
Strain ( =DL/L) adalah perbandingan perubahan panjang ( L)
terhadap panjang semula (L). Sedangkan stress ( =F/s) adalah gaya kuat
tekan (F) terhadap luas area pecahan (S) pada material.
Lapisan astenosfer sangat tipis hanya 60 km sedangkan astenosfer
tebalnya sekitar 650 km. Litosfer bisa mengambang di astenosfer
dikarenakan adanya perbedaan temperatur yang mengontrol kekuatan
batuan. Eksperimen deformasi batuan menunjukkan temperatur 750°C
52
adalah temperatur ketika batuan pada mantel menjadi lemah dari
asalnya kaku (brittle). Tempat dimana berada temperatur ini adalah di
bawah litosfer. Sedangkan temperatur rata‐rata pada mantel sebesar
1.300°C. Gradien temperatur ditemukan sangat tajam pada batas
lapisan litosfer dan astenosfer. Hal ini menandakan adanya lapisan
batas antara litosfer dan astenosfer.
Gradien temperatur yang cukup drastis tersebut memperkuat
dukungan teori konveksi mantel yang muncul dari lapisan terbawah bumi.
Material yang terpanaskan dari bawah bergerak ke atas dengan
sendirinya. Di permukaan material mengalami pendinginan karena
hilangnya panas dan pengaruh udara permukaan. Material panas yang
mengalami pendinginan tersebut kemudian pada sebagian atasnya
bertumpuk dan sebagian besar lainnya kembali turun tenggelam ke bagian
bawah permukaan. Suatu waktu dipanaskan kembali dari bawah.
Proses penumpukan material yang mendingin tersebut
membentuk lempeng benua dan lempeng yang turun menyusup ke
bawah adalah lempeng samudera yang terus‐menerus mengalami daur
ulang. Daur ulang lempeng samudera bisa diartikan pertumbuhan
lempeng yang dimulai dari daerah divergen atau tempat kemunculan
mantel dan berakhir di daerah konvergen daerah kedalaman mantel.
4.2. Lempeng Tektonik Bumi
Cara termudah menentukan jalur lempeng tektonik yaitu dengan
mengamati distribusi gempa‐gempa dangkal. Sumber gempabumi
berada pada perbatasan lempeng‐lempeng tektonik dan sesar‐sesar
aktif. Indonesia merupakan suatu wilayah yang sangat aktif
kegempaannya, karena terletak pada pertemuan tiga lempeng tektonik
utama dan satu lempeng tektonik kecil. Ketiga lempeng tektonik itu
adalah lempeng tektonik Indo‐Australia, lempeng Eurasia dan lempeng
Pasifik serta lempeng kecil Filipina.
53
Gambar 4.3. Lempeng tektonik bermula dari daerah divergen kemudian menyusup di
daerah konvergen. Arus penggerak lempeng bermula aktivitas konveksi
mantel dari perut bumi (Sumber : Jhon Willey, 1999).
Litosfer bumi terbagi dalam 13 lempeng besar dan kecil, secara
berurutan adalah sebagai berikut: Pasifik, Eurasia, India‐Australia,
Afrika, Amerika Utara, Amerika Selatan, Antartika, Nasca, Arab, Karibia,
Filipina, Scotia, Cocos. Dari keseluruhan lempeng tersebut tiga di
antaranya merupakan jalur utama gempabumi yang merupakan batas
pertemuan dari beberapa lempeng tektonik aktif, antara lain: Jalur
Mid‐Atlantic, Sirkum Pasifik, dan Mediterania.
Jalur Gempabumi Mid‐Atlantic, mengikuti Mid‐Atlantic Ridge
yaitu Spitsbergen, Iceland, dan Atlantik selatan. Jalur Gempabumi
Sirkum Pasifik, dimulai dari Cardilleras de los Andes (Chili, Equador, dan
Caribia), Amerika Tengah, Mexico, California British Columbia, Alaska,
Alaution Islands, Kamchatka, Jepang, Taiwan, Filipina, Indonesia,
Polynesia, dan berakhir di Selandia Baru (New Zealand).
54
Gambar 4.4. Lempeng‐lempeng tektonik di seluruh dunia. Tulisan warna merah
menandakan area lempeng mayor (besar) dan warna biru minor (kecil)
(Sumber : Seno, 2006).
Jalur Gempabumi Mediteran atau trans‐Asiatic, dimulai dari
Azores, Mediteran (Maroko, Portugal, Italia, Balkan, Rumania), Turki,
Kaukasus, Irak, Iran, Afghanistan, Himalaya, Burma, Indonesia
(Sumatera, Jawa, Nusa Tenggara, dan Laut Banda) dan akhirnya
bertemu dengan jalur Sirkum Pasifik di daerah Maluku. Sebanyak 80 %
dari gempa di dunia terjadi di jalur Sirkum Pasifik yang sering disebut
sebagai Ring of Fire karena juga merupakan jalur Vulkanik. Sedangkan
pada jalur Mediteran terdapat 15 % gempa dan sisanya sebanyak 5 %
tersebar di Mid‐Atlantic dan tempat‐ tempat lainnya.
4.3. Pergerakan Lempeng
Terdapat tiga jenis pergerakan antar batas lempeng, yatu
divergensi (saling menjauh), konvergensi (saling bertemu), dan
transformasi (saling bergeser horizontal).
Divergensi adalah pergerakan batas antar lempeng yang saling
menjauh satu dan lainnya. Pemisahan ini disebabkan karena adanya gaya
55
tarik (tensional force) yang mengakibatkan naiknya magma ke
permukaan dan membentuk material baru berupa lava yang kemudian
berdampak pada lempeng yang saling menjauh. Contoh yang paling
terkenal dari batas lempeng jenis divergen adalah punggung tengah
samudera (mid‐ oceanic ridges) yang berada di dasar samudera
Atlantik. Di samping itu, contoh lainnya adalah rifting yang terjadi
antara benua Afrika dengan Jazirah Arab yang membentuk Laut Merah.
Gambar 4.5. Komponen zona konvergen subduksi, antara lain: palung, struktur
ketinggian atau prisma akresi, cekungan forearc, back‐arc, volcanic arc
(Sumber : Jhon Willey, 1999)
Tatanan tektonik yang terjadi pada batas lempeng konvergen
lempeng samudera dan lempeng benua saling bertemu akan
menghasilkan suatu rangkaian busur gunung api (volcanic arc) yang
arahnya simetri dengan arah palung. Cekungan busur belakang
(back‐arc basin) berkembang dibagian belakang busur gunung api.
Rangkaian gunung api di kepulauan Filipina yang merupakan hasil
tumbukan atau subduksi lempeng laut Filipina dengan lempeng samudera
56
Pasifik. Ciri lain dari tatanan tektonik dari konvergensi adalah adanya
prisma akresi, dan cekungan busur muka (forearc basin). Contoh
lainnya di kepulauan Indonesia adalah Sumatera, Jawa, Bali, Nusa
Tenggara Barat, Nusa Tenggara Timur, dan berakhir di kepulauan
Banda. Pada batas konvergensi antara lempeng samudera
India‐Australia dan lempeng benua Eurasia (Pulau Sumatera), kedua
lempeng dibatasi oleh suatu lajur yang dikenal sebagai palung laut
sebagai hasil penyusupan antara kedua lempeng tersebut yang
memanjang dari Sumatera, Jawa, hingga ke Nusa Tenggara Timur.
Gambar 4.6. Pembentukan rift divergensi pada lempeng benua Afrika Timur Bagian
Utara (Sumber : Sudrajat, 2009).
57
Gambar 4.7. Batas lempeng konvergen India‐Australia dan Eurasia diwakili oleh pulau
Sumatera (Sumber : Natawidjaja, 2009).
Transformasi adalah pergerakan batas antar lempeng yang saling
berpapasan dan saling bergeser satu dan lainnya menghasilkan suatu
sesar mendatar jenis Strike Slip Fault. Contoh batas lempeng jenis
transform adalah sesar San Andreas di Amerika Serikat yang merupakan
pergeseran lempeng samudera Pasifik dengan lempeng benua Amerika
Utara. Contoh di Indonesia adalah Sistem Sesar Sumatera.
Berbeda halnya dengan bumi yang mempunyai lempeng cukup
banyak, pada planet lain yaitu Mars dan Venus, lempeng tektonik
cenderung berjumlah tunggal. Mars memang lebih kecil sedangkan
Venus sama besar dengan Bumi. Kesamaan Venus dengan Bumi adalah
sama‐ sama menghasilkan panas.
58
Gambar 4.8. Tipe pergerakan batas‐batas lempeng: divergensi (atas), konvergensi
subduksi dan obduksi (tengah), dan transformasi (bawah) (Sumber : John
Willey, 1999).
Venus mempunyai topografi yang lebih halus dan datar dibanding
bumi. Distribusi topografi bumi bimodal atau dua puncak menunjukkan
keberadaan lempeng tektonik samudera dan benua yang baru lahir.
Keberadaan lempeng benua di bumi membuktikan adanya daur ulang
tektonik sehingga topografinya mempunyai dua puncak. Namun,
planet lain dan bulan hanya mempunyai satu puncak distribusi
topografi (lihat Gambar 4.9 dan 4.10). Ini adalah bukti bahwa lempeng
tektonik tidak bekerja pada planet‐planet tersebut dan bulan.
59
Gambar 4.9. Bentuk muka Venus (a) dan Mars (b) menunjukkan lempeng homogen
(Sumber : Saunders et al., 1992).
Gambar 4.10. Bentuk distribusi topografi planet‐planet Merkurius, Venus, Bumi,
Bulan, Mars. Bumi mempunyai dua puncak bimodal menandakan
lempeng benua dan samudera (Sumber : Warren, 1993).
4.4. Sejarah Pembentukan Lempeng
Pada tahun 1918 Alfred Wegner memberi gagasan baru bahwa benua
telah berpindah dari posisi asalnya dan kenyataanya benua tersebut
60
sampai sekarang masih sedang bergerak. Untuk menerima gagasan
tersebut harus disertai dengan bukti‐bukti, diantaranya: kenyataan
bahwa benua sekarang seperti potongan‐potongan lempeng yang bila
disambungkan memiliki kecocokan sebagaimana layaknya puzzle.
Gambar 4.11. Bukti‐bukti adanya kesatuan benua pada saat pembentukan asal berupa:
kesamaan fosil, kecocokan struktur (Sumber : Gunawan, 2007).
Bukti lainnya adalah kesamaan pada jenis fosil pada tepian benua
yang berbeda, jenis batuan yang sama pada tepian benua yang
berbeda. kejadian tektonik yang sama pada tepian benua yang
berbeda, serta terdapatnya gletser pada benua dekat ekuator.
Susunan lempeng yang terjadi sekarang pada mulanya adalah
satu kesatuan, yaitu lempeng benua Pangea pada 225 juta tahun yang
lalu. Kemudian pada masa Triassic berumur 200 juta tahun yang lalu
terpecah menjadi du,a yaitu Laurasia di utara dan Gondwana di
selatan. Pada masa Jurassic saat 135 juta tahun yang lalu sudah mulai
terpecah‐pecah, diikuti masa Cretaceus 65 juta tahun yang lalu, sampai
seperti sekarang (lihat Gambar 4.12).
61
Gambar 4.12. Perkembangan bentuk bumi sejak 250 juta tahun yang lalu sampai
sekarang (Sumber : Gunawan, 2007).
62
Pergerakan lempeng tidak langsung dipengaruhi oleh rotasi bumi
pada sumbunya. Sebagaimana diketahui bahwa kecepatan rotasi yang
terjadi pada bola bumi akan akan semakin cepat ke arah ekuator. Pada
prinsip bagian kutub (euler pole) masuk ke dalam lingkaran besar
pergerakan lempeng bumi, dimana arah ekuator masuk ke dalam
lingkaran kecil. Gerak relatif lempeng sesuai dengan proses pembalikan
medan magnet bumi yang membuktikan adanya perubahan evolusi
bumi di daerah Mid‐Oceanic Ridge. Penelitian kemagnetan bumi juga
telah membawa pada penemuan bukti evolusi bumi dari masa dahulu
hingga sekarang.
Sifat‐sifat perubahan pola medan magnet bumi atau
paleomagnetisme mengalami siklus setiap 400.000 tahun. Bukti adanya
induksi kemagnetan bumi yang berubah‐ubah sesuai pola medan dapat
dilihat pula dari lava yang keluar dari magma gunung berapi serta dari
pemekaran dasar samudera yang berlapis‐lapis.
4.5. Tatanan Tektonik Indonesia
Lokasi sumber gempabumi berawal dari Sumatera, Jawa, Bali,
Nusa Tenggara, sebagian berbelok ke Utara di Sulawesi, kemudian dari
Nusa Tenggara sebagian terus ke timur Maluku dan Irian. Hanya pulau
Kalimantan yang relatif tidak ada sumber gempa kecuali sedikit bagian
timur. Hal ini dipengaruhi oleh aktifitas lempeng Indo‐Australia yang
bergerak menyusup di bawah lempeng Eurasia, demikian pula lempeng
Pasifik bergerak ke arah barat.
Pertemuan lempeng tektonik Indo‐Australia dan Eurasia berada
di laut merupakan sumber gempa dangkal dan menyusup ke arah utara
sehingga di bagian darat berturut‐turut ke utara di sekitar Jawa dan
Nusa Tenggara merupakan sumber gempa menengah dan dalam.
Kecepatan gerak lempeng diukur menggunakan sensor GPS (Global
Positioning System).
63
Gambar 4.13. Gerak relatif lempeng sesuai dengan proses pembalikan medan
magnet bumi yang membuktikan adanya perubahan evolusi bumi di
daerah Mid‐ Oceanic Ridge (Sumber : ITB, 2006)
Perkembangan tektonik wilayah Indonesia dipengaruhi oleh
tumbukan lempeng‐lempeng antara Sibumasu (Singapura, Burma,
Malaysia, dan Sumatera) dan Malaya Timur‐Indo China terjadi pada
masa Triassic jutaan tahun yang lalu. Kerak dataran Sunda bertambah
pada akhir tumbukan dari blok kontinen.
64
Gambar 4.14. Perkembangan tektonik wilayah Indonesia dengan deformasi aktif saat
ini diwarnai kuning dan abu‐abu untuk kerak samudera zaman
Cenozoic (Sumber: Rohadi, 2009).
Gambar 4.15. Kecepatan lempeng diukur oleh GPS sebesar 5‐6 cm/tahun (Sumber:
BMKG, 2009 dari Bock, 2000).
65
Kedalaman sumber gempa di Sumatera bisa mencapai 300 km di
bawah permukaan bumi dan di Jawa bisa mencapai 700 km, sesuai
dengan kedalaman lempeng Indo‐Australia menyusup di bawah
lempeng Eurasia. Di samping itu, di daratan Sumatera juga terdapat
sumber‐sumber gempa dangkal yang disebabkan karena aktivitas sesar
Sumatera, demikian pula di sebagian Jawa Barat terdapat
sumber‐sumber gempa dangkal karena aktivitas sesar Cimandiri di
Sukabumi, sesar Lembang di Bandung, dan lain lain.
Pertemuan lempeng Indo‐Australia dengan Eurasia di selatan Jawa
hampir tegak lurus yang berbeda dengan di wilayah Sumatera yang
mempunyai subduksi miring dengan kecepatan 5‐6 cm/tahun (Bock,
2000).. Oleh karena selatan Jawa merupakan daerah pertemuan lempeng
tektonik, gempabumi tektonik dangkal akan sering terjadi di wilayah ini. Di
samping merupakan daerah pertemuan lempeng yang ditandai dengan
adanya palung (trench), zona selatan Jawa ditandai dengan adanya
cekungan (basin) besar yang memanjang hampir sejajar palung. Basin
tersebut terisi oleh endapan atau sedimen yang sangat tebal.
Gambar 4.16. Distribusi gempabumi Indonesia tahun 1976‐2004 berdasarkan
kedalaman dangkal, menengah, dan dalam (Sumber: BMKG, 2006).
66
Gempa‐gempa dangkal di bagian timur Indonesia selain berasosiasi
dengan pertemuan lempeng (trench) juga disebabkan oleh sesar‐sesar
aktif, seperti sesar Palu Koro, sesar Sorong, sesar Seram, dan lain‐lain.
Beberapa tempat di Sumatera, Jawa, Nusa tenggara, Maluku,
Sulawesi, dan Irian rentan terhadap bencana gempabumi baik yang
bersifat langsung maupun tak langsung seperti tsunami dan longsor.
Pembentukan tektonik Indonesia dan sekitarnya dimulai pada
zaman Kenozoikum yang terbagi menjadi beberapa tahap utama
tabrakan (collision) tektonik. Tabrakan lempeng benua India dan Asia
dimulai sekitar 50 juta tahun lalu. Pergerakan lempeng India dan Pasifik
terus berjalan hingga sekitar 43 juta tahun lalu, dimana busur Sunda
bagian timur mulai terbentuk (Gambar 4.17 (1) dan (2)).
Sedangkan pemekaran Laut Cina Selatan dimulai 32 juta tahun lalu.
Tabrakan sisi utara kraton Australia atau tepian lempeng pasif Papua
Nugini dengan sistem busur Filipina‐Halmahera‐New Guinea pada 25 juta
tahun lalu. Di bagian lain tabrakan kraton Australia dengan Lempeng Asia
dimulai sekitar 8 juta tahun lalu dan berlanjut hingga terjadinya tabrakan
utama sekitar 3 juta tahun lalu. Di utara tabrakan busur Luzon bagian
barat Filipina dengan lempeng Asia berbatasan dekat Taiwan sekitar 5 juta
tahun lalu (Gambar 4.17 (3), (4), dan (5)).
Pada umur 45 juta tahun yang lalu Pulau Jawa, Kalimantan
(Borneo), Sumatera, dan Sulawesi Selatan dan Utara masih termasuk
bagian dari Lempeng Eurasia di Asia. Lambat laun lempeng mayor
mengalami pemekaran dengan arah tenggara sehingga cikal bakal
pulau‐pulau ini mulai mendekati posisinya seperti masa sekarang.
Pulau Sulawesi dan Maluku mulai terbentuk lengkap dimulai sejak 25
sampai 3 juta tahun yang lalu. Saat itu bagian‐bagian pulau masih
berasal dari Lempeng Filipina dan Australia (Gambar 4.17 (4) dan (5)).
67
Gambar 4.17. Pembentukan tektonik Indonesia dimulai sejak 50 juta tahun yang lalu
(1), 43 juta tahun lalu (2), 32 juta tahun lalu (3), 25 juta tahun lalu (4),
sampai 3 juta tahun yang lalu (5) (Sumber : Rohadi, 2009).
68
Gambar 4.18. Susunan lempeng tektonik Pulau Jawa, Sumatera, Kalimantan, dan
sebagian Sulawesi pada umur 45 juta tahun yang lalu (Sumber: Rohadi,
2009, dari Hall, 1995).
Gambar 4.19. Gambaran 3 dimensi wilayah Laut Maluku menunjukkan konvergensi
busur Halmahera dan Sanguhe (Sumber: Rohadi, 2009, dari Hall, 1995).
69
5
GELOMBANG SEISMIK
Gambar 5.1. Jenis pergerakan gerakan gelombang seismik di lapisan dan permukaan
bumi (Sumber : Kato, 2006).
71
G
empa bumi menimbulkan gelombang elastis dimana energi
dipancarkan dari sumber gempabumi ke permukaan bumi.
Masyarakat yang tinggal dekat dengan pusat gempa
seperti di Yogyakarta sewaktu terjadinya peristiwa naas tahun 2006 itu,
melihat gelombang seismik muncul ke permukaan seperti gulungan
karpet berjalan.
5.1. Pengertian
Gelombang seismik adalah gelombang elastik gempabumi yang
menjalar ke seluruh bagian dalam bumi dan melalui permukaan bumi,
akibat adanya lapisan batuan yang patah secara tiba‐tiba atau adanya
suatu ledakan.
Dapat juga dianalogikan sebagai gelombang yang menjalar seperti
pada suatu kolam air yang dijatuhkan di atasnya sebutir batu. Air
mengalami gangguan dan gelombangnya terpancar keluar dari pusat
awalnya mencapai jarak terjauh kolam. Akan tetapi partikel air yang
terganggu tersebut tak bergeser dalam arah pergerakan gelombang.
Gelombang utama gempabumi bumi terdiri dari dua tipe, yaitu
gelombang bodi (body wave) dan gelombang permukaan (surface
wave). Gelombang seismik merambat dalam lapisan bumi sesuai
dengan prinsip yang berlaku pada perambatan gelombang cahaya:
pembiasan dengan koefisien bias, pemantulan dengan koefisien pantul,
hukum‐hukum Fermat, Huygens, Snellius, dan lain‐lain.
5.2. Elastisitas Batuan
Gempabumi terjadi pada material batuan yang bersifat elastis
sehingga dapat berfungsi menyimpan energi stress dan sekaligus
menjadi media transmisi gelombang seismik. Tingkat elastisitas suatu
medium bumi ditentukan bagaimana media tersebut melewatkan
gelombang gempabumi. Gelombang gempabumi juga dapat
menggambarkan informasi yang baik tentang sumber seismik dan
medium yang dilewatinya.
72
Keelastisan tergantung besarnya kuat tekan (stress) dan kuat
regang (strain) terhadap medium tersebut (Gambar 5.2). Berdasarkan
Hukum Hooke, maka proporsi besaran stress berbanding lurus
terhadap besaran strain. Saat stress mencapai klimaks maka media
akan pecah (brittle). Apabila stress berakhir dan tidak mencapai titik
maksimum, maka material akan kembali berusaha ke bentuk semula
sebagaimana sifat elastis. Asumsi yang paling cocok untuk menjelaskan
kondisi ini adalah sifat kelentingan bambu yang tidak patah tiba‐tiba
ketika dicoba untuk dipatahkan.
Gambar 5.2. Skema proporsi stress dan strain (Sumber: NMSOP, 2002).
Gelombang seismik termasuk pula gelombang mekanik dimana
partikel akan menyebabkan vibrasi (getaran) pada medium yang
dilewati gelombang seismik. Gejala vibrasi selanjutnya akan
menyebabkan efek deformasi pada medium batuan tergantung teori
elastisitas. Selanjutnya parameter elastistisitas batuan ini akan
mempengaruhi kecepatan gelombang seismik pada suatu medium.
73
Gambar 5.3. Modulus elastisitas menentukan deformasi batuan. Modulus Bulk (atas),
Modulus Shear (tengah), Modulus Young dan Rasion Poisson (bawah).
Notasi (a) menggambarkan bentuk asli suatu volume ruang, (b) volume
sesudah mengalami penambahan tekanan dan volume (atas), gaya
shear terhadap suatu area (tengah), atau gaya gesekan searah sumbu
batang (bawah) (Sumber : NMSOP, 2002).
74
Ketahanan elastisitas suatu materi berbeda‐beda tergantung
daripada bentuk‐bentuk deformasi yang secara kuantitas ditentukan
oleh variasi modulus elastisitas (Tabel 5.1), antara lain :
Modulus Bulk ( = P/( V/V)) didefinisikan sebagai perbandingan antara
perubahan tekanan hidrostatis dengan resultan relatif berbanding
perubahan volume.
Modulus Shear atau geser ( = xy/2*exy=( F/A)/( L/L)) adalah ketahanan
material menolak pergeseran dengan cara merubah ukuran dengan tanpa
merubah volume. Harga ini memberikan setengah rasio antara stress
shear xy atau perpindahan shear L dibagi panjang L dari suatu area A yang
mendapat gaya tangensial F. Untuk fluida harga shear mendekati nol
sedangkan untuk materi dengan resistansi tinggi/kuat bernilai tak hingga.
Modulus Young (E=(F/A)/( L/L)) atau modulus gesekan menggambarkan
sifat silinder dengan panjang L yang ditarik diantara kedua ujungnya.
Nilai ini sebanding dengan rasio antara stress ekstensi terhadap
resultan strain ekstensi silinder.
Poisson's Ratio ( = ( W/W)/( L/L)) adalah rasio antara kontraksi lateral
dengan perubahan relatif lebar W dari silinder yang ditarik pada akhir
ujung ekstensi longitudinal.
Tabel 5.1. Harga dari konstanta elastis, densitas batuan, Poisson's ratio,
kecepatan seismik untuk beberapa material sedimen dengan umur
geologi berbeda. Harga granit sebanding dengan harga tekanan 200
Mpa pada kedalaman 8 km, basalt 600 Mpa pada kedalaman 30 km
(Sumber: NMSOP, 2002)
75
Tabel 5.1. (lanjutan)
5.3. Gelombang Bodi
Gelombang bodi menjalar melalui bagian dalam bumi dan biasa
disebut free wave karena dapat menjalar ke segala arah di dalam bumi.
Gelombang bodi terdiri atas gelombang primer dan gelombang
sekunder. Gelombang primer P merupakan gelombang longitudinal
atau gelombang kompresional, gerakan partikelnya sejajar dengan arah
perambatannya. Sedang gelombang sekunder S merupakan gelombang
transversal atau shear, gerakan partikelnya terletak pada suatu bidang
yang tegak lurus dengan arah penjalarannya. Kecepatan gelombang P
lebih tinggi dari gelombang S.
76
Gelombang S terdiri dari dua komponen, yaitu gelombang SH
dengan gerakan partikel horizontal dan gelombang SV dengan gerakan
partikel vertikal. Gelombang P mampu menembus lapisan inti bumi
sedangkan gelombang S tidak bisa dikarenakan sifatnya yang tak bisa
menembus media cair pada inti bumi.
Sifat penjalaran gelombang P yang langsung adalah bahwa
gelombang ini akan menjadi hilang pada jarak lebih besar dari 130°,
dan tidak terlihat sampai dengan jarak kurang dari 140°. Hal tersebut
disebabkan karena adanya inti bumi. Gelombang langsung P akan
menyinggung permukaan inti bumi pada jarak 103° dan pada jarak
yang akan mengenai inti bumi pada jarak 144°. Gelombang P akan
timbul kembali, yaitu gelombang yang menembus inti bumi dengan
dua kali mengalami refraksi. Menghilangnya gelombang P pada jarak
103° memungkinkan untuk menghitung kedalaman lapisan inti bumi
(lihat Gambar 5.4).
Guttenberg (1913) mendapatkan kedalaman inti bumi 2.900 km.
Telah didapatkan pula bahwa batas mantel dengan inti bumi
merupakan suatu diskontinuitas yang tajam. Daerah antara 103° ‐ 144°
disebut sebagai Shadow Zone, walaupun sebenarnya fase yang lemah
dapat pula terlihat di daerah ini.
Walaupun gelombang bodi dapat menjalar ke segala arah di
permukaan bumi, namun tetap tidak dapat menembus inti bumi sebagai
gelombang transversal. Keadaan ini membuktikan bahwa inti luar bumi
berupa fluida. Untuk penelitian tetap diasumsikan keadaan homogen,
yaitu bagian luar bumi dan inti bumi (dua media homogen yang berbeda).
Kadang ‐ kadang juga ditemui suatu fase yang kuat di daerah
Shadow Zone sampai ke jarak kurang lebih 110°. Karena adanya fase
inilah pada tahun 1930 ditemukan media lain, yaitu inti dalam. Batas
dari inti dalam ini terdapat pada kedalaman 5.100 km. Diperkirakan
kecepatan gelombang seismik di inti dalam lebih tinggi daripada di inti
luar. Untuk membedakan dan identifikasi, maka perlu pemberian nama
untuk gelombang seismik yang melalui inti bumi luar dan dalam.
77
Gambar 5.4. Perambatan gelombang gempabumi P (atas) dan S (bawah) melalui
bagian dalam bumi dengan tanpa melewati daerah Shadow Zone.
(Sumber: Lafayette, 2009).
78
Kecepatan gelombang seismik bertambah dengan kedalaman, maka
lintasan gelombang seismik akan berbentuk lengkungan cekung ke
permukaan bumi. Seperti sudah dijelaskan di atas, kecepatan gelombang P
(Vp) tergantung dari konstanta Lame ( ), rigiditas ( ), dan densitas ( )
medium yang dilalui (lihat Tabel 5.1). Dirumuskan sebagai berikut:
(6‐1)
(6.2)
Gelombang P mempunyai kecepatan paling tinggi dibanding dengan
kecepatan gelombang yang lain sehingga tercatat paling awal di
seismogram. Menurut Poisson kecepatan gelombang P mempunyai
kelipatan dari kecepatan gelombang S.
5.4. Gelombang Permukaan
Gelombang permukaan (surface) merupakan gelombang elastik
yang menjalar sepanjang permukaan bumi dan biasa disebut sebagai
tide waves. Gelombang permukaan menjalar melalui lapisan
permukaan bumi. Gelombang permukaan terdiri dari gelombang Love
(L) dan Rayleigh (R) yang menjalar melalui permukaan bebas dari bumi.
Gelombang L gerakan partikelnya sama dengan gelombang SH
dan memerlukan media yang berlapis. Gelombang R lintasan gerak
partikelnya merupakan suatu ellips. Bidang ellips ini vertikal dan
berimpit dengan arah penjalarannya. Gerakan partikelnya ke belakang
(bawah maju atas mundur). Gelombang R menjalar melalui permukaan
media yang homogen.
Gelombang Stonely, arah penjalarannya seperti gelombang R
tetapi menjalar melalui batas antara dua lapisan di dalam bumi.
Gelombang Channel, yaitu gelombang yang menjalar melalui lapisan
yang berkecepatan rendah (low velocity layer) di dalam bumi.
79
Gambar 5.5. Berturut‐turut dari atas ke bawah gelombang P, S, Love, Rayleigh (Sumber:
NMSOP, 2002).
80
Gelombang Love dan Rayleigh ada juga yang memberi simbol LQ
dan LR dimana L singkatan dari Long karena gelombang permukaan
mempunyai sifat periode panjang dan Q adalah singkatan dari
Querwellen, yaitu nama lain dari Love seorang Jerman yang
menemukan gelombang ini.
Gelombang LQ dan LR menjalar sepanjang permukaan bebas dari
bumi atau lapisan batas diskontinuitas antara kerak dan mantel bumi.
Amplitudo gelombang LQ dan LR adalah yang terbesar pada
permukaan dan mengecil secara eksponensial terhadap kedalaman.
Dengan demikian pada gempa‐gempabumi dangkal amplitudo
gelombang LQ dan LR akan mendominasi.
Dari hasil pengamatan gelombang permukaan ini diperoleh dua
ketentuan utama baru yang menunjukkan bahwa bagian bumi berlapis‐
lapis dan tidak homogen. Ditemukan juga adanya perubahan dispersi
kecepatan (velocity dispersion). Fakta menyebutkan bahwa gelombang
L tidak dapat menjalar pada permukaan suatu media yang
kecepatannya naik terhadap kedalaman. Oleh karena itu, gelombang L
dan R tidak datang bersama‐sama pada suatu stasiun, tetapi
gelombang yang mempunyai periode lebih panjang akan datang lebih
dahulu. Dengan kata lain gelombang yang panjang periodenya
mempunyai kecepatan yang tinggi.
Gelombang seismik akan menjalar lebih cepat pada lapisan yang
mempunyai nilai kecepatan lebih besar. Perbedaan lapisan bisa
ditentukan juga dengan struktur batuan. Struktur batuan sungai (aluvial)
atau cenderung lembek mempunyai tingkat amplifikasi gelombang
permukaan cukup tinggi sehingga akan menimbulkan dampak getaran
lebih kuat sekalipun lokasi kerusakan cukup jauh dari sumber gempa.
81
Gambar 5.6. Penjalaran gelombang seismik pada lapisan batuan di permukaan
mengalami amplifikasi terhadap getaran gempabumi (Sumber: Yokoi, 2006).
5.5. Gelombang Lokal
Gempabumi lokal atau regional adalah gempabumi yang
mempunyai jarak episenter kurang dari 10°. Jenis ini lebih dominan
menjalar pada lapisan kerak bumi atau lapisan moho dan biasa disebut
sebagai gelombang crustal, terdiri dari gelombang Pg, Sg, P*, S*, Pn,
Sn, pPn, dan sPn. Pg dan Sg adalah gelombang P dan S yang melalui
lapisan granit dan langsung menuju ke stasiun. P* dan S* yaitu
gelombang P dan S yang melalui Conrad diskontinuitas. Pn dan Sn
adalah gelombang P dan S yang melalui Mohorovicic diskontinuitas.
Gelombang pPn dan sPn adalah gelombang p dan s yang dipantulkan
dua kali masing‐masing lewat permukaan dan lapisan batas moho.
Keempat macam gelombang tersebut (Pg, Sg, P*, S*, Pn, Sn, pPn,
dan sPn) mempunyai jarak kritis masing‐masing sekitar 10 km, 100 km,
150 km dan 200 km, dan kecepatan gelombang P pada ketiga lapisan
tersebut berturut‐turut kebawah adalah sekitar 6,2 km/dt, 6,6 km/dt,
dan 8,0 km/dt.
82
Gambar 5.7. Prinsip penjalaran gelombang pada lapisan kerak bumi model sederhana.
OO adalah permukaan bumi; MM menunjukkan lapisan moho; S1, S2
dan S3 menunjukkan stasiun pencatat; R1, R2, dan R3 merupakan titik
pantul dan bias; i, ic, dan ir berturut‐turut merupakan simbol sudut
datang, sudut kritis dan sudut bias; Pg,Sg merupakan gelombang
langsung P dan S pada lapisan granit; Pn,Sn adalah gelombang P dan S
yang melewati lapisan Moho; sedang V1 dan V2 adalah kecepatan
gelombang pada kedua lapisan (Sumber: Gunawan dan Subardjo, 2001).
Sebagai pedoman dalam pembacaan seismogram biasanya dari
beda waktu tiba gelombang S dan P atau (S‐P). Jika (S‐P) kurang dari 20
detik kelompok gelombang P dan S yang pertama datang biasanya
dikelompokkan berturut‐turut sebagai Pg (P) dan Sg (S). Jika (S‐P) lebih
besar dari 25 detik biasanya yang pertama datang adalah Pn. Gelombang
pantul oleh lapisan moho pada prakteknya sulit diidentifikasi karena
terkontaminasi oleh gelombang‐gelombang Pg dan Pn atau Sg dan Sn.
5.6. Gelombang Tele
Gelombang tele berjarak episenter antara 10 ° ‐ 103° atau lebih dari
103 °. Gelombang pada jarak ini banyak menjalar pada lapisan mantel.
83
Gambar 5.8. Prinsip penjalaran gelombang teleseismik (Sumber: NMSOP, 2002).
Penjalaran gelombang bodi yang melalui kulit bumi dengan
hiposenter di permukaan, terlihat pada Gambar 5.8. Gelombang P
langsung yang sampai di permukaan bebas dapat dipantulkan sekali atau
lebih menjadi gelombang P dan S. Sebagai contoh, gelombang P yang
dipantulkan sekali oleh permukaan bebas menjadi PP dan PS. Gelombang
PP yang dipantulkan lagi oleh permukaan bebas melalui mantel disebut
PPP, sedang gelombang PS yang dipantulkan kembali oleh permukaan
disebut PSP.
Gelombang P dapat terurai menjadi gelombang P dan S, demikian
pula gelombang S juga dapat terurai menjadi gelombang P. Oleh
karena itu, gelombang S yang langsung dan dipantulkan sekali, dua kali
atau oleh permukaan bebas melalui mantel berturut‐turut menjadi SS,
SSS, dan seterusnya.
84
Gelombang P langsung yang dipantulkan dua kali oleh
permukaan bebas dapat menghasilkan empat kemungkinan, yaitu PPP,
PPS, PSP, dan PSS. Pemantulan gelombang yang dapat dipantulkan
sampai dua kali atau lebih biasanya terjadi jika jarak episenternya lebih
dari 40°, untuk jarak lebih dari 40° pemantulannya lebih kompleks lagi.
Gelombang yang dipantulkan oleh lapisan diskontinuitas inti
luar‐mantel diberi notasi c. Sebagai contoh ScP adalah gelombang yang
menjalar ke bawah dari hiposenter kemudian dipantulkan oleh inti luar
dan tercatat di permukaan bumi sebagai gelombang P. Jenis‐jenis
gelombang ini biasanya tercatat pada jarak episenter kurang dari 40°.
85
6
SEISMOGRAF
Gambar 6.1. Seismoskop pertama Chang Heng dari Cina (Sumber: Astiz dan Stewart,
2008).
87
nstrumen gempabumi bumi sangat menentukan parameter
I
gempabumi yang
dikeluarkan. Masyarakat selalu berpikir bahwa idealnya seluruh wilayah bisa
dipasang alat pemantau gempa. Mungkin mereka berpikir bahwa hal itu bisa
menenangkannya apabila gempabumi terjadi di wilayah mereka. Oleh karenanya,
kita perlu memahami walaupun secara ringkas tentang instrumen pengukur
gempabumi.
6.1. Definisi
Instrumen pendeteksi gempabumi disebut dengan seismograf. Alat
ini dilengkapi rekaman data atau seismogram serta sistem perhitungan
waktu pencatatan getaran tanah hasil rambatan gelombang gempabumi.
Seismogram tergambar sebagai rekaman gelombang gempabumi
selama kurun waktu tertentu sesuai dengan lamanya getaran
gempabumi dapat terekam. Seismologist atau ilmuwan yang menekuni
ilmu gempabumi, menggunakan seismogram untuk mendapatkan
berbagai informasi tentang gempabumi, antara lain untuk penentuan
parameter gempabumi, yaitu waktu asal kejadian, posisi episenter
(pusat gempabumi), kedalaman, kekuatan, dan parameter lainnya.
Dari seismogram ini pula dapat diketahui mekanisme sumber
gempabumi, interior dalam bumi, serta hal‐hal lain yang mendukung
perkembangan ilmu seismologi termasuk di dalamnya prediksi
gempabumi. Namun, sejauh ini prediksi gempabumi masih sangat sulit
untuk diterapkan sebagai upaya mitigasi walaupun beberapa
seismologist dunia terus menerus melakukan penelitian mengenai
prediksi gempabumi.
Di dalam seismograf terdapat sebuah pendulum untuk mencatat
arah gerakan vertikal dan horisontal dengan dilengkapi oleh peredam
berupa per untuk membedakan getaran khusus gempabumi dengan
getaran lainnya (noise) dengan menyesuaikan nilai amplitudo dan
frekuensi getarannya. Instrumen seismograf dilengkapi sensor
88
pendeteksi getaran tanah yang diletakkan di dasar lapisan tanah
bebatuan dasar (bedrock) yang dinamakan seismometer.
Gambar 6.2. Seismometer Luigi Palmieri (1807‐1896) (Sumber: Yokoi, 2006).
6.2. Penemuan Konvensional
Walaupun seismologi sebagai cabang ilmu bumi yang khusus
mendalami studi kegempaan termasuk ilmu baru, namun penemuan
teknologi alat pendeteksi gempabumi itu sendiri telah mengalami
perkembangan yang cukup pesat selama lebih dari 130 tahun. Alat
pendeteksi getaran tanah sederhana atau seismoskop telah ditemukan
di Cina pada tahun 132 SM oleh Chang Heng.
89
Prinsip kerjanya sangat sederhana dimana beberapa butir
kelereng diletakkan dengan mudah di dalam mulut patung‐patung naga
yang saling terhubung dengan pengungkit ke sebuah pendulum di
dalam globe. Arah hentakan kuat impuls getaran tanah dapat
diindikasikan dengan kereng yang jatuh tertampung ke dalam mulut
katak yang jumlah dan susunannya disesuaikan dengan 8 arah mata
angin. Seismoskop dikembangkan di kawasan Andrea Bina,
Mediterania pada tahun 1751 dan juga oleh Ascanio Filomarino (1795).
Gambar 6.3. Ilustrasi seismograf konvensional horisontal. Latar belakang terlihat
rekaman seismogram (Sumber: STLOE, 2009).
90
Pengembangan seismograf sudah dimulai sejak abad ke‐18.
Pertama kali dilakukan oleh Luigi Palmieri (Itali, 1807‐1896). Literatur
lain menyebutkan Filippo Cecchi (Italia, 1875) sebagai sang penemu
seismograf. Dilanjutkan kemudian oleh Ewing, Gray, dan Milne (Inggris)
atas undangan Universitas Tokyo dengan meneliti kegempaan Jepang
tahun 1872. Para ilmuwan di Postdam, Jerman berhasil mendeteksi
gempabumi jauh di Jepang pada tanggal 17 April 1889 dengan waktu
deteksi hanya 15 menit setelah waktu asal gempabumi terjadi.
Prinsip kerja seismograf tipe konvensional bekerja dengan prinsip
inersi ‐ objek yang diam, seperti beban yang ada pada Gambar 6.3,
akan tetap diam sampai ada gaya yang bekerja padanya. Beban akan
berusaha untuk tetap diam saat kerangka dan drum bergerak.
Seismometer yang digunakan dalam studi gempabumi didesain sangat
sensitif terhadap gerakan bumi, sehingga gerakan sekecil 1/10.000.000
cm (hampir sekecil jarak spasi atom) dapat dideteksi pada tempat yang
tenang. Gempabumi terbesar, seperti gempabumi 9,1 skala Richter di
Sumatera‐Kepulauan Andaman pada tahun 2004, menghasilkan
gerakan yang meliputi seluruh bagian bumi yang dapat mencapai
ketinggian sampai beberapa centimeter.
Sebuah massa inersi dapat bergerak relatif terhadap
kerangka/dudukan alat, diikatkan pada kerangkanya dengan sejenis pegas
yang akan menjaganya tetap diam relatif terhadap kerangka alat saat
tidak ada gerakan, dan juga meredam gerakan‐gerakan saat
kerangka/dudukan alat berhenti bergerak. Setiap gerakan tanah akan
menggerakkan kerangka/dudukan alat. Massa cenderung untuk tidak
bergerak karena inersi‐nya, dan dengan mengukur gerakan antara
rangka/dudukan dan massa, gerakan tanah dapat diukur, meskipun massa
tidak bergerak. Perkembangan berikutnya seismometer menggunakan
optical levers atau mechanical linkages untuk memperjelas gerakan yang
kecil, dan mencatatnya pada kertas soot‐covered atau kertas foto.
91
Gambar 6.4. Seismograf mekanik menggunakan perekaman kertas foto (Sumber:
BMKG, 2008).
Gambar 6.5. Seismograf Broadband STS‐2 3‐komponen tergabung dalam satu tabung
sensor dengan frekuensi sangat sensitif diletakkan pada tembok semen
yang terhubung langsung dengan batuan dasar bedrock (kiri). Sensor
dilengkapi dengan instrumen elektronik pendukung lainnya seperti
modem, digitizer, dan data logger (Sumber: Astiz dan Stewart, 2008).
92
Gambar 6.6. Seismograf Broadband single component jenis CMG‐3ESP (kiri) untuk
keperluan borehole yang dipasang oleh CTBT (kanan) (Sumber: Astiz dan
Stewart, 2008).
6.3. Digital Modern
Seismometer moderen menggunakan sistem elektronik. Pada
beberapa sistem, massa dijaga sampai hampir tidak bergerak relatif
terhadap kerangka alat dengan sebuah komponen elektronik negative
feedback loop (putaran umpan balik negatif). Gerakan relatif massa
terhadap kerangka akan terukur, dan putaran umpan balik
menggunakan gaya magnet atau gaya elektrostatis untuk menjaga
massa hampir tidak bergerak.
93
Tegangan listrik (voltage) yang diperlukan untuk menghasilkan
gaya ini adalah output dari seismometer yang direkam secara digital.
Pada sistem yang lain massa dibiarkan bergerak, dan gerakan ini
menghasilkan sebuah tegangan listrik dalam kumparan yang dipasang
pada massa dan bergerak melalui medan magnet dari sebuah magnet
yang dipasang pada kerangka/dudukan.
Seismometer modern bekerja secara elektronik, yang tidak lagi
menggunakan pena dan drum, gerakan relatif antara beban dan rangka
menghasilkan tegangan listrik yang direkam oleh sebuah komputer.
Dengan memodifikasi susunan pegas, beban, dan rangka, seismometer
dapat merekam gerakan pada berbagai arah. Seismometer juga merekam
gerakan tanah yang disebabkan oleh berbagai jenis sumber getaran alami
dan sumber getaran buatan manusia, seperti pohon tertiup angin, mobil
dan truk di jalan raya, dan ombak lautan yang menghantam pantai.
Seismograf Magnifikasi dan Sensitivitas Tinggi dapat merekam
gempabumi sangat kecil seperti mikrotremor atau gempabumi jauh
tanpa mengalami simpangan. Seismograf Strong Motion dapat
merekam gerakan tanah yang kuat atau merusak dengan tanpa batas
atas (clipping). Seismograf Dinamis Lebar dapat merekam spektrum
getaran sangat kecil hingga gerakan tanah kuat secara simultan.
Umumnya semua tipe sistem operasi seismograf sekarang ini
dilengkapi oleh putaran gulungan koil yang terhubungkan dengan
penguat listrik. Hal terpenting dalam sistem seismograf adalah
dinamika pendulum, mekanis seismograf, putaran koil dalam jenis
seismometer elektromagnet, dan seismometer arus‐balik (feed back).
6.4. Sejarah Monitoring Gempabumi di Indonesia
Untuk menempatkan sensor gempabumi di setiap lokasi
memerlukan persyaratan tertentu. Ada beberapa persyaratan yang
harus dilalui dalam hal pemilihan lokasi sensor, di antaranya: berada
pada batuan keras, jauh dari kebisingan jalan berkendaraan, keamanan
terjamin, tersedia fasilitas listrik, solar panel, dan komunikasi.
94
Gambar 6.7. Seismograf Weischert pertama kali dipasang di Indonesia tahun 1908
menggunakan sistem mekanik penuh dengan pemberat 2 ton dengan
rekaman menggunakan kertas jelaga (smoke paper) (Sumber: BMKG,
2007)
Era tahun 1900‐1930. Pengamatan aktivitas gempabumi di
Indonesia dilakukan sejak zaman kolonial Belanda pada tahun 1898
dengan mengoperasikan seismograf mekanik Ewing. Pada tahun 1908
telah mulai mengoperasikan stasiun pemantau gempabumi permanen,
yakni dengan memasang seismograf Wichert komponen horisontal di
Jakarta. Sedangkan komponen vertikal sesimograph tersebut dipasang
pada tahun 1928 di beberapa kota, yaitu Jakarta, Medan, Bengkulu,
dan Ambon.
Era Tahun 1950‐1980. Pada tahun 1953 dengan nama PMG
(Pusat Meteorologi dan Geofisika) sebagai instansi yang terkait dengan
pengamatan gempabumi memasang seismograf Elektromagnetik
95
Sprengnether di Lembang ‐ Bandung yang disusul dengan pemasangan
seismograf bertipe sama di Jakarta, Medan, Tangerang, Denpasar,
Ujungpandang, Kupang, Jayapura, Manado, dan Ambon sehingga
terbentuk jaringan seismograf yang pertama kali di Indonesia.
Seismograf 3 komponen ini beroperasi di sepuluh kota tersebut sampai
dengan tahun 1980‐an.
Pada tahun 1964 di stasiun Lembang dipasang Seismograf
Teledyne Geotech yang termasuk dalam jaringan WWSSN (World Wide
Standard Seismololgical Network). Seismograf ini memiliki 6 komponen
dan mengalami modifikasi pada tahun 1978.
UNDP‐Unesco pada tahun 1974 mengadakan proyek
pengembangan seismologi di Indonesia yang antara lain meliputi
standarisasi seismograf dan proses pengolahan data gempabumi bumi
serta pengembangan jaringan pemantau. Salah satu bentuknya adalah
pemasangan seismograf periode pendek (Short Period Seismograf‐
Kinemetric) komponen Z di 27 stasiun seluruh Indonesia. Tiap‐tiap
stasiun dilengkapi dengan seismograf 1 komponen vertikal periode
pendek, dan sinyal seismik direkam pada kertas seismogram.
Era Tahun 1990. Dengan nama baru BMG (Badan Meteorologi dan
Geofisika), era sistem pemantauan telemetri dimulai ketika pada tahun
1989 dioperasikan Seismograf Telemetri Periode Pendek komponen Z dari
LDG‐Perancis di 28 stasiun pemantau di seluruh Indonesia. Stasiun‐stasiun
ini dikelompokkan menjadi 5 wilayah yang masing‐masing memiliki satu
Pusat Gempabumi bumi Regional (Regional Seismological Center) dengan
pemantauan secara real time yang dipusatkan di Jakarta sebagai Pusat
Gempabumi Nasional (National Seismological Center).
Seluruh stasiun ini pada tahun 1998 dilengkapi dengan fasilitas
GARNET. Jaringan tersebut masih beroperasi hingga saat ini dan
merupakan jaringan pemantau seismik utama BMG. Sejak tahun ini
pula dapat dikatakan bahwa BMKG memiliki dua tipe stasiun pemantau
gempabumi bumi di Indonesia. Pertama adalah stasiun telemetri yang
tidak berawak atau telemetri dan lainnya adalah stasiun geofisika
96
konvensional. Di stasiun geofisika konvensional, data gempabumi
diobservasi dengan bantuan operator kemudian dilanjutkan dengan
pengolahan data dan analisis parameter gempabumi bumi sementara.
Gambar 6.8. Seismograf generasi ketiga SPS (Short Period Seismograph) dipasang
tahun 1980 menggunakan sistem mekanik dan elekterik dengan
rekaman kertas pias (Sumber: BMKG, 2007).
Mulai tahun 1990, terdapat 30 stasiun geofisika konvensional dan
28 stasiun telemetri serta 10 stasiun, di antaranya telah ditingkatkan
menjadi 3 komponen periode pendek. BMKG mempunyai sebuah PGN
(Pusat Gempabumi Nasional) dan 5 PGR (Pusat Gempabumi Regional)
atau Balai Besar Wilayah sebagai pemantau gempabumi sekaligus
cuaca, yakni BMKG Wilayah I di Medan, BMKG Wilayah II di Ciputat,
BMKG Wilayah III di Denpasar, BMKG Wilayah IV di Ujung Pandang, dan
BMKG Wilayah V di Jayapura.
97
Untuk pengolahan data gempabumi di Balai Besar Wilayah, data
gempabumi dari stasiun seismograf dikirim ke Balai Besar Wilayah dan
PGN setiap 3 jam melalui SSB, telex, internet, atau sarana telekomunikasi
lain, bersama‐sama dengan data meteorologi. Sekarang ini fasilitas
komunikasi sudah dilengkapi dengan sarana VSAT untuk komunikasi
stasiun dengan Balai Besar Wilayah dan dengan Pusat.
BMKG juga menginstalasi stasiun telemetri 1 komponen berasal
dari Laboratoire De Geophysique (LDG) of France. Saat itu proses signal
seismik di stasiun dan PGR masih dirasakan terbatas karena masih
direkam secara analog pada recorder grafis. Hanya pada saat kejadian
gempa, signal yang mengandung gempabumi diseleksi dan direkam
secara digital dengan 50 sampel per detik dan 12 bit dikirimkan ke PGN
di BMKG Jakarta menggunakan PT. TELKOMSEL menggunakan medium
kecepatan gelombang 4800 bps.
Pada tahun 1993 di Stasiun Geofisika Tretes Jawa Timur dipasang
seismograf periode panjang (Long Period Seismograf) 3 komponen yang
dilengkapi dengan TREMORS. Di tahun ini pula dipasang seismograf periode
pendek 3 komponen SPS‐3 (Kinemetrics) di 9 stasiun geofisika konvensional di
seluruh Indonesia, yaitu di Banda Aceh, Padang Panjang, Kepahiyang,
Kotabumi, Tanjungpandan, Kupang, Palu, Ambon, dan Sorong.
Perkembangan lain dari sistem pemantau seismik BMKG adalah
dimulainya era broadband sejak tahun 1992 pada saat dioperasikannya
seismograf 3 komponen tipe Broadband di stasiun Parapat dan
Jayapura. Keduanya hingga saat ini masih beroperasi. Menyusul pada
kurun waktu 1997‐2001 dengan adanya proyek kerjasama Indonesia
dan Jepang, yaitu Joint Operation of Japan ‐ Indonesia Seismik Network
(JISNET) dipasang seismograf jenis broadband di 23 stasiun di seluruh
Indonesia. Tahun 1996 sistem monitoring real‐time telah ditingkatkan
dengan menambah data akuisisi dengan fasilitas database komputer,
display signal, dan perangkat pemetaan untuk prosesing digital di PGN
dan waktu GPS di semua regional. Pada saat itu BMKG telah mampu
melakukan deteksi pusat gempabumi dalam waktu 15 menit sampai 1
jam dengan besaran gempabumi terendah mulai skala magnitudo 4.
98
Sementara itu, pada tahun 1999 di Kappang (Sulawesi Selatan)
dipasang seismograf 3 komponen jenis broadband yang merupakan
kerjasama BMG‐UCSD/USA. Pada tahun 2002 di stasiun yang sama
kembali dipasang seismograf bertipe broadband yang merupakan salah
satu dari 6 stasiun seismik CTBTO (Comprehensive Nuclear Test Ban
Treaty Organization). Lima stasiun lainnya adalah Parapat, Lembang,
Kupang, Sorong, dan Jayapura.
Gambar 6.9. Stasiun Lembang, Bandung, Jawa Barat tempat dipasangnya sensor
sensor seismograf WWSNN, tahun 1976 dan sensor broadband CTBTO
tahun 1999 (Sumber : BMKG, 2007).
Proyek kerjasama ini dilanjutkan kembali antara NIED Jepang dan
BMKG untuk periode 2001‐2006 dengan nama Operation and Data
Exchange of Japan‐Indonesia Seismik Network (JISNET continued).
Pelaksanaan proyek ini meliputi pemasangan seismograf jenis
Broadband di 22 stasiun seluruh Indonesia.
Sistem yang digunakan adalah PAC (Phasing and Analog Converter)
yang telah sinkron dengan waktu GPS receiver. Software analisa
99
dinamakan ARTDAS (Automatic Real Time Data Acquisition Software) dan
XIDAS (X‐windows Interactive Data Analysis Software) yang dioperasikan
oleh Sunwork stations LDG France dengan melakukan akuisisi real time,
rekaman kontinyu, dan proses semi otomatis menghasilkan parameter
seismik seperti waktu tiba gelombang, amplitudo, periode, waktu asal
gempa, lintang, bujur, dll yang semuanya disimpan di ORACLE database.
Era Tahun 2000. Pada tahun 2003 dibentuk Sistem Pemantauan
Seismik Nasional (National Seismic Monitoring System) dengan
penambahan seismograf broadband di 27 stasiun‐stasiun seismik
seluruh Indonesia. Seismograf ini terintegrasi dengan jaringan yang
telah ada dan mempunyai sistem pengolahan data real time berlokasi
di Jakarta dengan 3 Pusat Seismik Regional Mini (Mini Regional Seismic
Center) yang berlokasi di Padang Panjang, Kepahiyang, Palu.
Gambar 6.10. Model shelter seismograf jenis bunker (Sumber : BMKG, 2007).
100
Gambar 6.11. Sistem seismograf broadband telemetri mulai dikembangkan BMKG
pada tahun 2005 di hampir seluruh wilayah rawan gempabumi bumi
(Sumber: BMKG, 2007).
Gambar 6.12. Sistem broadband BMKG menggunakan komunikasi satelit (Sumber:
BMKG, 2007).
101
6.5. Bantuan Tsunami 2004
Setelah Tsunami Aceh 2004, Pemerintah Republik Indonesia
bekerjasama dengan 14 negara donor serta institusi dalam dan luar
negeri (di antaranya: UNESCO, CTBTO, Amerika, Perancis, Jepang,
Jerman, dan Cina) bersama‐sama untuk membangun sistem baru
peringatan dini tsunami atau Tsunami Early Warning System (TEWS).
Tujuannya untuk mengurangi korban jiwa lebih besar diakibatkan oleh
bahaya tsunami. Mulai tahun 2005 untuk mewujudkan program
tersebut akan diinstalasi sekitar 160 seismograf, 500 akselerograf, dan
15 digital strong‐motion akselerograf.
Gambar 6.13. Jaringan seismik yang diusulkan BMKG sejak 2006 sampai 2008 terdiri
dari 1 pusat nasional, 10 regional, 160 seismometer broadband, dan
500 akselerometer (Sumber: BMKG, 2008).
Operasional monitoring seismik seluruh wilayah Indonesia
dikembangkan menjadi 10 PGR. Sedangkan untuk observasi muka laut
BPPT dan RISTEK sebagai mitra kerja dalam negeri BMKG bertugas
menangani operasional 60 tide gauge, dan 15 DART‐Buoy, secara
102
berurutan disebar ke seluruh wilayah Indonesia. Telekomunikasi yang
digunakan adalah 5 in 1 terdiri dari ; internet (web, mail), sms dan
mobile‐ phone, radio‐internet, faks, telepon. Oleh karenanya
penentuan parameter gempabumi bumi disertai diseminasi peringatan
gempabumi dan tsunami sekarang ini bisa dicapai dalam tempo 5 ‐ 10
menit ke tangan pengguna.
Mulai tahun 2006, BMKG mengadopsi software analisa SeiscomP
dari GFZ Jerman untuk menentukan parameter gempabumi. Hal ini
adalah bentuk implementasi kerjasama bilateral Indonesia ‐ Jerman.
Institusi yang terbentuk adalah GITEWS (German Indonesia ‐ Tsunami
Early Warning System). Tahun 2007, Cina tidak mau ketinggalan untuk
berkecimpung dalam Ina‐TEWS, software analisa episenter MSDP CEA
di‐ instalasi untuk membandingkan hasil analisa SeiscomP pada saat
penentuan lokasi pusat gempa.
Gambar 6.14. Akselerometer BMKG tampak dari luar, bagian dalam, dan komponen Z,
X, Y untuk mengukur percepatan tanah suatu daerah (Sumber: BMKG,
2008).
103
Pembangunan Ina‐TEWS secara masif diteruskan, sejak 2006 sampai
2008 BMKG terus mengusulkan penambahan sensor seismograf untuk
melengkapi sebaran pusat gempabumi di daerah‐daerah rawan tektonik.
Pembangunan itu meliputi satu pusat nasional, 10 pusat regional, 160
seismometer broadband, dan 500 akselerometer.
GITEWS secara bertahap membangun sistem peringatan tsunami
berbasis database pemodelan tsunami yang diverifikasi dengan
observasi permukaan air laut. Sistem yang rencananya diluncurkan
tahun 2010 dinamakan DSS (Decision Support System) bertujuan untuk
membantu operator gempabumi untuk menentukan keputusan
peringatan tsunami. DSS memilah‐milah segmen pantai tingkat
kecamatan menurut tingkatan peringatan (mayor,btsunami, saran)
berdasarkan nilai perkiraan ketinggian tsunami, kecepatan waktu tiba,
dan proporsi populasi geografis di tiap segmen pantai rawan tsunami.
Berdasarkan informasi detil peringatan tsunami yang disampaikan
tersebut, pemerintah daerah di daerah bencana tersebut akan mampu
memutuskan tindakan mitigasi yang diperlukan, misalkan evakuasi total,
sebagian, atau hanya waspada. Informasi diteruskan oleh pemda ke
masyarakat melalui sirine atau alat telekomunikasi setempat.
6.6. Jaringan Global
Sekalipun jumlah jaringan seismik BMKG telah mengalami
peningkatan cukup siginifikan dari tahun‐tahun sebelumnya, namun hal
itu masih sangat dirasakan kurang dibandingkan dengan luas daerah
Indonesia dengan aktivitas gempabumi yang tinggi, karenanya
dilakukan kerjasama dengan jaringan seismograf luar negeri agar bisa
menambah dan saling bertukar data gempa. Saat ini BMKG baru dapat
menerima data seismik yang real time dari Australia, Malaysia, dan
beberapa jaringan seismik internasional seperti Geofon dan IRIS.
IRIS (Incorporated Research Institutions for Seismology) adalah
suatu konsorsium nasional negara‐negara Eropa dalam pengoperasian
104
fasilitas Status Operasional Stasiun IRIS/USGS dari Jaringan Seismograph
Global ilmiah, manajemen dan distribusi data seismik global. IRIS telah
berperan besar dalam rangka memajukan infrastruktur dan penelitian
ilmiah tentang bencana gempabumi, eksplorasi sumber daya alam, dan
monitoring percobaan ledakan nuklir, melalui jaringan nasional dan
internasional seismik GSN (Global Seismografic Network), IRIS PASSCAL,
dan IRIS DMS. IRIS telah melakukan hubungan kemitraan dan kolaborasi
dengan hampir seluruh negara di dunia dengan membantu
pengembangan infrastruktur teknis, dan kapasitas SDM.
Gambar 6.15. Distribusi jaringan stasiun seismik global IRIS/USGS di Albuquerque
Seismological Laboratory (Sumber: NMSOP, 2002).
Aktifitas USGS (United States of Geological Surveys) di samping
memantau aktifitas getaran gempabumi yang terjadi di negara‐negara
105
Stasiun Array Stasiun 3‐C bagian Amerika, namun juga di dunia lainnya.
Perjanjian kerjasama dengan USGS dalam hal studi gempabumi
diterapkan melalui program hibah dengan pihak perguruan tinggi,
negara, regional dan lokal instansi pemerintah, swasta, dan industri
yang bertujuan untuk mengembangkan informasi, pengetahuan, dan
metode yang relevan dalam program bencana gempabumi. Data dan
produk USGS beberapa di antaranya dapat diakses melalui internet,
seperti katalog gempa, waveform data, data bahaya gempa, getaran
tanah, dan informasi kerak bumi.
6.7. Lembaga Nuklir PBB
Gambar 6.16. Jaringan stasiun seismograf auxiliary CTBT, 6 stasiun berada di
Indonesia yaitu: Kappang, Parapat, Lembang, Kupang, Sorong, dan
Jayapura (Sumber: Astiz dan Stewart, 2008).
BMKG bekerjasama juga dengan organisasi PBB yang membidangi
pengawasan percobaan senjata nuklir, yaitu CTBTO (Commision Nuclear
Test‐Ban Treaty Organization), dalam hal pertukaran data gempabumi
106
dengan pengawasan IDC (International Data Centre). Data seismik
jaringan CTBTO ini selain dikirim ke Vienna juga digunakan untuk
mendukung keperluan sistem peringatan dini tsunami Indonesia. Saat
ini CTBT sedang mengembangkan teknologi untuk memonitor ledakan
nuklir dengan menggunakan metode seismik, infrasound, hidroakustik,
dan radiasi nuklir. Data hidroakustik sangat berguna untuk tujuan
penelitian seperti perambatan retakan. Data seismik tambahan dapat
diminta untuk akses data real time.
Gambar 6.17. Stasiun seismograf CTBT menembus kaki gunung es di Pegunungan
Eropa dilengkapi sistem komunikasi satelit, power supply, dan solar
panel (Sumber: Astiz dan Stewart, 2008).
107
CTBT mempunyai beberapa jenis jaringan seismik di dunia, yaitu:
sistem primary dan auxiliary. Sistem primary terdiri dari 50 stasiun, 30
stasiun array, 19 stasiun 3‐komponen. Sistem auxiliary terdiri dari 120
stasiun, 7 stasiun array, 112 stasiun 3‐komponen. Jaringan stasiun
seismograf auxiliary CTBT, 6 stasiun berada di Indonesia, yaitu:
Kappang, Parapat, Lembang, Kupang, Sorong, dan Jayapura.
108
7
PARAMETER GEMPABUMI
Gambar 7.1. Rekaman gempabumi swarm dan jaringan stasiun seismik sekitar
Vogtland, Jerman tanggal 17 September 2000 Ml=3,1. Bintang
menunjukkan pusat gempa, lingkaran biru penjalaran gelombang P dan
merah Sg setelah 5, 10, 20, 40 detik (Sumber: NMSOP, 2002).
109
Saat terjadi gempa, pertanyaan yang sering dilontarkan masyarakat
adalah tentang kapan terjadinya, dimana sumber gempa, seberapa besar
kekuatan, dan kapan gempabumi tersebut bisa berakhir sehingga para
korban bisa merasa aman dari bahaya gempabumi susulan berikutnya.
Parameter sumber gempabumi yang sering dianalisis adalah waktu
asal gempa, posisi lintang, dan bujur episenter, kedalaman sumber, waktu
kejadian dan ukuran atau magnitudo, serta intensitas gempa.
7.1. Waktu Asal
Waktu asal gempabumi atau origin time adalah waktu suatu
gempabumi terjadi di sumbernya pada kedalaman tertentu di lapisan
bumi. Pada waktu tersebut akumulasi tegangan (stress) terlepas dalam
bentuk penjalaran gelombang gempabumi. Waktu asal dinyatakan
dalam hari, tanggal, bulan, tahun, jam, menit, detik dalam satuan UTC
(Universal Time Coordinated).
Salah satu cara untuk menentukan origin time adalah dengan
metode diagram Wadati yang memerlukan selisih pembacaan waktu tiba
gelombang P dan S dan mengasumsikan bahwa medium bumi adalah
homogen. Diagram Wadati juga digunakan untuk berbagai keperluan,
antara lain: menghitung jarak stasiun ke hiposenter (pusat gempa),
perbandingan kecepatan gelombang P terhadap S (Vp/Vs) atau Poisson
ratio, serta mengoreksi pembacaan gelombang P dan S itu sendiri.
Pertama, plot waktu S‐P terhadap waktu tiba gelombang P setiap
stasiun. Kemudian cocokkan garis lurus ke semua data dan tarik hingga
ke sumbu absis hingga didapatkan nilai absisnya dalam satuan detik.
Terdapat dua cara pencocokan, yaitu penarikan sudut penunjaman
l=Vp/Vs‐1.
Grafik (Ts‐Tp) terhadap Tp menjadi garis linier dengan gradien
(Vp/Vs) ‐ 1. Dikarenakan adanya dua gelombang berkecepatan berbeda
keluar dari titik yang sama (episenter) secara simultan, maka jarak
antara sumber dan stasiun bisa dicari dengan melihat perbedaan waktu
tiba dua gelombang tersebut.
110
Gambar 7.2. Selisih pembacaan gelombang P dan S (Sumber: Hurukawa, IISEE, 2007).
Gambar 7.3. Diagram Wadati waktu gelombang S dan P (Ts‐Tp) sebagai ordinat (sumbu
y) dan selisih waktu waktu tiba gelombang P (Tp) terhadap origin time (To)
atau Tp=Tp‐To sebagai absis (sumbu x) (Sumber: Hurukawa, IISEE, 2007).
111
Bila data banyak sebagai pendekatan dapat digunakan metode
Kuadrat Terkecil (Least Square).
y =bx+ a
(7‐1)
Tsp = b*Tpo + a
(7‐2)
(7‐3)
Origin time dengan jumlah data banyak akan didapatkan berikut :
(7‐4)
dimana:
Tp = waktu datang gelombang (detik)
Ts = waktu datang gelombang S (detik)
To = waktu asal (detik)
Tpo = Tp - To (detik)
Tso = Ts - To (detik)
Tsp = Ts - Tp (detik)
I = notasi stasiun
P
n = jumlah stasiun
Vp = kecepatan gelombang
(km/s)
= kecepatan gelombang S
Vs
(km/s)
D = jarak hiposenter (km)
h = kedalaman (km)
E = jarak episenter (km)
a dan b = konstanta regresi
P
sudut kemiringan
7.2. Arah dan Kedalaman
Arah gempabumi menunjukkan arah lokasi datangnya gempabumi
terjadi sesuai arah mata angin. Sedangkan kedalaman sumber gempabumi
adalah jarak hiposenter dihitung tegak lurus dari permukaan bumi.
Kedalaman dinyatakan oleh besaran jarak dalam satuan km.
Metode Gerak Partikel (particle motion) dipakai untuk menentukan
hiposenter (episenter dan kedalamannya) dengan menggunakan satu
stasiun yang memiliki 3 komponen. Dalam penentuan ini arah awal impuls
112
ketiga komponen (kompresi atau dilatasi) harus jelas. Variabel yang
dipakai adalah setengah amplitudo awal impuls gelombang P ketiga
komponen dan beda waktu gelombang S dan P atau (s‐p). Prosedur
penentuannya adalah sebagai berikut:
Tentukan dahulu arah impuls awal ketiga komponen, apakah kompresi
(C) atau dilatasi (D).
Perhatikan rekaman komponen vertikal: jika komponen vertikal kompresi,
maka pada komponen horizontalnya tandanya harus dibalik (C = minus, D
= plus), sebaliknya jika komponen vertikal dilatasi maka komponen
horizontalnya tandanya tetap ( C = plus, D = negatif). Dari bacaan ½
amplitude komponen horizontal dibuat vektor resultannya, misalnya
AH. Dari bacaan ½ amplitudo komponen vertikal (AV) dan AH dibuat
vektor resultannya, misalnya AR.
Gambar 7.4. Penentuan arah gerak partikel gempabumi dari pembacaan awal
seismogram (Sumber: NMSOP, 2002).
113
Gambar 7.5. Penentuan arah dan kedalaman gerak partikel gempabumi dari
pembacaan awal seismogram dalam perspektif horizontal (kiri) dan
vertikal (kanan) (Sumber: NMSOP, 2002).
7.3. Lokalisasi Media Homogen
Sumber gempabumi atau episenter adalah titik di permukaan bumi
yang merupakan refleksi tegak lurus dari hiposenter atau fokus
gempabumi. Lokasi episenter dibuat dalam sistem koordinat kartesian
bola bumi atau sistem koordinat geografis dan dinyatakan dalam derajat
lintang dan bujur. Kedalaman sumber gempabumi adalah jarak hiposenter
dihitung tegak lurus dari permukaan bumi dalam satuan km.
Pada kesempatan ini akan dibahas Metode Lingkaran dengan tiga
lingkaran. Pertama, plot tiga stasiun pencatat lengkap dengan
koordinat geografis pada kertas grafis, masing‐masing A, B, dan C.
Selanjutnya dapat dibuat lingkaran‐lingkaran dengan jari‐jari dari jarak
yang didapatkan berdasarkan Konstanta Omori (D=k*Tsp). Nilai k
diasumsikan 8 km/s dimana kecepatan Vp 5,6-6,0 km/s dan Vp/Vs 1,73
di kerak bumi bagian atas.
Setiap irisan dua lingkaran akan menghasilkan suatu garis lurus
(common chords). Perpotongan common chord akan menghasilkan E
(episenter). Gambar setengah lingkaran kecil dimana garis tengahnya dari
salah satu common chord tersebut. Tarik garis lurus yang melalui titik E dan
114
tegak lurus dengan common chord hingga berpotongan dengan
setengah lingkaran kecil tadi dan namakanlah dengan H (hiposenter).
Jarak EH adalah kedalaman fokal.
Gambar 7.6. Metode Lingkaran dengan tiga lingkaran (Sumber: Hurukawa, IISEE, 2007).
Persamaan lokalisasi media homogen mengacu pada Hurukawa (2007).
Untuk kasus banyak stasiun (i=1,2,3) maka jarak hiposenter didapatkan :
(7‐5)
dengan:
(x, y, z): koordinat titik hiposenter yang dicari
Vp: kecepatan gelombang P pada media
To: Waktu asal (diketahui)
115
(x, y, z): koordinat stasiun ke‐i, i=1, 2, 3 (diketahui)
i
i
i
t: waktu datang gelombang P
i
D: Jarak stasiun i ke hiposenter
i
Diubah menjadi persamaan linier
(7‐6)
2
2
Dihiraukan dx , dy , dz
2
(7‐7)
Penyelesaian persamaan di atas menggunakan Prinsip Matrix
-1
-1
adalah X=AB atau X=(A'A) A'B.
(7‐8)
(7‐9)
(7‐10)
116
Gambar 7.7. Penjalaran gelombang dari hiposenter ke stasiun dalam media homogen
(Sumber: Hurukawa, IISEE, 2007).
7.4. Lokalisasi Media Heterogen
Secara umum tidak mungkin untuk merumuskan waktu jalar
gempabumi pada medium heterogen tiga dimensi. Oleh karena itu,
digunakan pendekatan dengan menggunakan metode Geiger. Bila
diasumsikan medium heterogen ke arah vertikal saja, maka secara
teoretis waktu jalar gempabumi merupakan fungsi dari jarak.
Gambar 7.8. Penjalaran gelombang dari hiposenter ke stasiun dalam media heterogen
dengan Metode Geiger (Sumber: Hurukawa, 2007).
117
Misalnya (x,y,z), To, (x0 , y0, z0) dan To berturut‐turut adalah
hiposenter sebenarnya, waktu gempabumi sebenarnya, hiposenter
percobaan dan waktu gempabumi percobaan. Koreksi hiposenter
berturut‐turut adalah dx = x-x0, dy = y-y0, dz =z-z0 dan dTo = To To0. Selisih antara waktu jalar hasil pengamatan (O) dan waktu jalar
hasil perhitungan dengan model (C) yaitu:
(7‐11)
dimana ti dan Ti berturut ‐ turut adalah waktu tiba dan waktu jalar secara
perhitungan pada stasiun ke‐i (i = 1,2,…). Ketiga koefisien,
,
dapat dihitung menggunakan tabel waktu jalar. Koefisien yang tidak
diketahui dapat dicari dengan menggunakan metode kuadrat terkecil
dimana
(O - C)2 = minimum
(7‐12)
hiposenter dan waktu terjadinya gempabumi (origin time) hasil
pendugaan kemudian diberi nama: x0 + dx, y0+ dy , z0 + dz dan To0 +
dTo. Harga ini dipakai sebagai hiposenter dan waktu terjadinya
gempabumi yang baru. Penyelesaian ini dilakukan secara iterasi
berulang, sehingga 4 variabel (dx, dy, dz , dTo) dapat diperoleh.
Meskipun demikian, metode Geiger ini masih mempunyai kesalahan
perhitungan, terutama apabila data yang digunakan berasal dari stasiun
dengan jarak yang relatif jauh. Variasi kecepatan gelombang seismik pada
jarak tersebut ternyata tidak dapat dihitung dengan tepat. Variasi
kecepatan gelombang sebesar lebih kurang 0,2 km/dt. ternyata
memberikan kesalahan penentuan posisi hiposenter sampai beberapa
puluh kilometer (Shedlock, 1985). Oleh karena itu, metode ini hanya dapat
digunakan dengan tepat untuk menentukan posisi hiposenter dan waktu
asal dari suatu gempabumi yang bersifat lokal (Lee,1981).
Dalam penentuan episenter atau lokalisasi gempabumi,
118
pembacaan waktu tiba sangat berperan, karena kesalahan interpretasi
pembacaan fase gelombang akan menghasilkan residu yang besar. Untuk
itu perlu semacam petunjuk tentang pembacaan fase‐fase gelombang
seismik. Grafik travel time dapat dipakai untuk pedoman pembacaan
fase‐fase gelombang tersebut, dan gambar dibawah ini menunjukkan
grafik penjalaran gelombang P, S, Pc, PcP, dan PP terhadap jarak.
Gambar 7.9. Grafik penjalaran gelombang P, S, Pc, PcP, dan PP terhadap jarak (Sumber:
NMSOP, 2002).
7.5. Magnitudo
Kekuatan gempabumi atau magnitudo adalah ukuran kekuatan
gempabumi yang menggambarkan besarnya energi yang terlepas pada
saat gempabumi terjadi dan hasil pengamatan seismograf. Richter
memperkenalkan konsep magnitudo (kekuatan gempabumi di
sumbernya) secara umum dengan satuan skala Richter.
119
Gambar 7.10. Prosedur pengukuran magnitudo dari rekaman seismogram
berdasarkan Metode Richter (Sumber: Lay dan Wallace, 1995).
Rumus untuk menentukan magnitudo yang sering dipakai adalah:
(7‐12)
M adalah magnitudo, a adalah amplitudo gerakan tanah (mikron), T
120
adalah perioda, adalah jarak episenter, h adalah kedalaman gempa, Cs
adalah koreksi stasiun oleh struktur lokal, Cs adalah koreksi regional.
Rumus untuk menghitung magnitudo lokal (M), gelombang
badan (P atau S) (Mb), dan permukaan (Ms) adalah sebagai berikut:
(7‐13)
(7‐14)
(7‐15)
Berdasarkan Teori Elastik Rebound diperkenalkan istilah momen
seismik (seismic moment). Momen seismik dapat diestimasi dari
dimensi pergeseran bidang sesar atau dari analisis karakteristik
gelombang gempabumi yang direkam di stasiun pencatat khususnya
dengan seismograf periode bebas (broadband seismograph).
M0 = µ D A
(7‐16)
dengan M0 = momen seismik (dyne.cm), µ = densitas (g/cm2), D = pergeseran
rata‐rata bidang sesar (cm), A = lulus sesar (cm2)(Spence et al., 1989).
Secara empiris hubungan antara momen seismik dan magnitudo
permukaan dapat dirumuskan sebagai berikut:
(7‐17)
log M0 = 1,5 Ms + 16,1
dengan Ms = magnitudo permukaan (Skala Richter).
Kanamori (1977) dan Lay dan Wallace (1995) memperkenalkan
magnitudo momen (moment magnitudo), yaitu suatu tipe magnitudo
yang berkaitan dengan momen seismik namun tidak bergantung dari
besarnya magnitudo permukaan:
Mw = ( log Mo / 1.5 ) - 10.73
(7‐18)
dengan Mw = magnitudo momen, M0 = momen seismik.
Meskipun dapat menyatakan jumlah energi yang dilepaskan di
121
sumber gempabumi dengan lebih akurat, namun pengukuran magnitudo
momen lebih kompleks dibandingkan pengukuran magnitudo ML, Ms dan
Mb. Karena itu, penggunaannya juga lebih sedikit dibandingkan
penggunaan ketiga magnitudo lainnya (Lay dan Wallace, 1995).
7.6. Energi Gempa
Bentuk energi yang dilepaskan saat terjadinya gempabumi antara
lain adalah energi deformasi gelombang. Energi deformasi dapat dilihat
pada perubahan bentuk volume sesudah terjadinya gempabumi,
seperti misalnya tanah naik, tanah turun, pergeseran batuan, dan
lain‐lain. Sedangkan energi gelombang akan menggetarkan medium
elastis di sekitarnya dan akan menjalar ke segala arah.
Pemancaran energi gempabumi dapat besar ataupun kecil, hal ini
tergantung dari karakteristik batuan yang ada dan besarnya stress yang
dikandung oleh suatu batuan pada suatu daerah. Pada suatu batuan
yang rapuh (batuan yang heterogen), stress yang dikandung tidak besar
karena langsung dilepaskan melalui terjadinya gempabumi‐gempabumi
kecil yang banyak. Sedangkan untuk batuan yang lebih kuat (batuan
yang homogen), gempabumi kecil tidak terjadi (jarang terjadi) sehingga
stress yang dikandung sangat besar dan pada suatu saat batuannya
tidak mampu lagi menahan stress, maka akan terjadi gempabumi
dengan magnitudo yang besar.
Dengan kata lain untuk batuan yang lebih rapuh (heterogen),
energi yang dikumpulkan tidak terlalu besar karena langsung
dilepaskan dalam bentuk gelombang seismik, sedangkan untuk batuan
yang lebih kuat, energinya akan dikumpulkan dalam waktu relatif lebih
lama sehingga pada saat dilepaskan (karena batuan sudah tidak
mampu lagi menahan stress), energinya sudah terkumpul banyak dan
gempabumi yang terjadi akan lebih besar.
Energi gempabumi dapat ditaksir dari pengamatan makroseismik,
tetapi biasanya tidak diperoleh hasil yang memadai. Gelombang seismik
merupakan bentuk energi yang paling mudah dideteksi, yaitu dengan cara
122
pencatatan pada alat. Dengan menggunakan data ini kita dapat
menaksir energi gempabumi yang memadai. Ukuran besarnya energi
gempabumi ditentukan dengan hasil catatan amplitudo gelombang
seismik yang dinyatakan dengan istilah magnitudo gempabumi.
Penentuan magnitudo baik menggunakan gelombang bodi (Mb),
maupun gelombang permukaan (Ms) tidak menunjukkan skala yang
sama. Secara historis ML, Ms, dan Mb dimaksudkan untuk
mendapatkan titik temu satu sama lain, akan tetapi pada kenyataannya
penentuan secara terpisah menggambarkan ketidaksetaraan terutama
antara Mb dan Ms.
Bertolak dari kenyataan diatas, maka Gutenberg membuat
penyeragaman dari nilai magnitudo yang dikenal dengan "United
magnitudo" sebagai rata‐rata dari nilai Mb dan Ms. Dengan nilai
magnitudo tersebut diperoleh hubungan antara energi terhadap
magnitudo sebagai berikut:
(7‐19)
log E = 5,8 + 2,4 M
dimana E adalah energi di pusat gempa, dalam satuan erg dan M adalah
magnitudo. Sedangkan rumusan energi secara terpisah yang disepakati
secara Internasional dipilih rumusan dari Bath (Subardjo, 2003), yang
dinyatakan untuk Mb dan M berturut‐turut sebagai berikut:
log E = 5,78 + 2,48 Mb
(7‐20)
(7‐21)
log E = 12,24 + 1,44 Ms
7.7. Intensitas Kerusakan
Tingkat kerusakan akibat gempabumi dinyatakan juga dalam
intensitas. Intensitas dihitung berdasarkan pengamatan visual langsung
terhadap kerusakan akibat gampabumi, dan intensitas ini dapat
memberikan gambaran nilai kekuatan gempabumi pada pusat gempanya.
Perbedaan magnitudo dengan intensitas dari suatu gempabumi adalah
magnitudo dihitung dari catatan alat sedangkan intensitas didasarkan atas
123
akibat langsung dari getaran gempabumi. Magnitudo mempunyai
harga yang tetap untuk sebuah gempa, tetapi intensitas berbeda
dengan perubahan tempat.
Intensitas terbesar pada umumnya terdapat pada daerah
episenter dan menurun terhadap jarak ke semua arah. Untuk dapat
menentukan intensitas di suatu tempat dengan tepat diperlukan
pengiriman para ahli yang berpengalaman ke daerah yang terkena
bencana gempabumi tersebut, untuk mengamati tingkat kerusakan
yang terjadi. Intensitas biasanya dinyatakan dalam skala. Skala
intensitas yang digunakan di Indonesia adalah skala Modified Mercally
Intensity (MMI) atau disebut juga skala intensitas Mercally
Perlu diperhatikan bahwa skala intensitas bukan skala
magnitudo. Pada umumnya, untuk menentukan secara tepat intensitas
dari suatu gempabumi di suatu daerah, dikirimkan suatu tim peneliti
yang langsung terjun ke lapangan atau daerah dimana terdapat efek
atau pengaruh gempabumi tersebut. Pengamatan ini perlu
pengetahuan mengenai kondisi geologi dan tipe konstruksi bangunan.
Hasil dari penelitian tersebut, merupakan data yang diperlukan
untuk menentukan skala intensitas dan selanjutnya dibuat peta
isoseismal. Isoseismal adalah garis yang menghubungkan tempat‐tempat
dengan intensitas yang sama. Untuk menghindari kerancuan dengan
besaran magnitudo, skala intensitas ditulis dengan angka Romawi.
Suatu kenyataan bahwa intensitas yang lebih besar akan terjadi
pada tanah yang lunak/gembur dibandingkan pada tanah yang
padat/bedrock. Dalam melihat kerusakan yang diakibatkan oleh suatu
gempabumi, harus diyakini benar bahwa kerusakan tersebut timbul
karena pengaruh gempabumi, dan bukan karena pengaruh yang lain,
seperti misalnya: perubahan suhu yang besar dan mendadak, deruman
sonik pesawat terbang dan sebagainya. Dengan menggunakan peta
isoseismal, dapat diperkirakan parameter gempabumi lainnya, seperti
letak episenter, kedalaman pusat gempabumi, dan sebagainya.
Penentuan episenter secara instrumen (pembacaan rekaman
124
permulaan gelombang P dan S), pada umumnya merupakan sebuah titik
dimana sesar tersebut dimulai. Apabila sesar merupakan belahan panjang,
maka lokasi episenter tersebut akan menyimpang dari daerah intensitas
maksimum. Apabila pusat gempabumi terjadi pada suatu kedalaman
tertentu, maka pengaruh intensitas akan lebih kecil kalau menjauhi
episenter, dibandingkan apabila pusat gempabumi lebih dangkal.
Hubungan antara intensitas suatu tempat (I), intensitas
maksimum (I0), radius isoseismal (r) dan kedalaman fokus (h), secara
empiris dirumuskan sebagai berikut (Bath, 1978):
(7‐22)
Dari suatu gempabumi di California Selatan diperoleh hubungan
antara magnitudo gempabumi dengan intensitas maksimum (I0), dan
diperlihatkan dalam persamaan:
(7‐23)
Sudah dapat dipastikan bahwa variasi yang besar banyak terjadi
pada persamaan di atas untuk daerah seismik yang berbeda.
Persamaan‐ persamaan tersebut adalah yang umum berlaku dan hanya
dipakai sebagai pendekatan pertama bila data mengenai suatu daerah
seismik tidak diketahui.
SKALA MODIFIED MERCALLI INTENSITY MMI
I. Getaran tidak dirasakan kecuali dalam keadaan hening oleh
beberapa orang.
II. Getaran dirasakan oleh beberapa orang yang tinggal diam,
lebih‐lebih di rumah tingkat atas. Benda‐benda ringan yang
digantung bergoyang.
III. Getaran dirasakan nyata dalam rumah tingkat atas. Terasa
getaran seakan ada truk lewat, lamanya getaran dapat
ditentukan.
IV. Pada siang hari dirasakan oleh orang banyak dalam rumah, di
125
luar oleh beberapa orang. Pada malam hari orang terbangun,
piring dan gelas dapat pecah, jendela dan pintu berbunyi,
dinding berderik karena pecah‐pecah. Kacau seakan‐akan
truk besar melanggar rumah, kendaraan yang sedang
berhenti bergerak dengan jelas.
V. Getaran dirasakan oleh hampir semua penduduk, orang banyak
terbangun. Jendela kaca dan plester dinding pecah, barang‐
barang terpelanting, pohon‐pohon tinggi dan barang‐barang
besar tampak bergoyang. Bandul lonceng dapat berhenti.
VI. Getaran dirasakan oleh semua penduduk, kebanyakan terkejut
dan lari keluar, kadang‐kadang meja kursi bergerak, plester
dinding dan cerobong asap pabrik rusak. Kerusakan ringan.
VII. Semua orang keluar rumah, kerusakan ringan pada rumah‐
rumah dengan bangunan dan konstruksi yang baik. Cerobong
asap pecah atau retak‐retak. Goncangan terasa oleh orang
yang naik kendaraan.
VIII. Kerusakan ringan pada bangunan‐bangunan dengan konstruksi
yang kuat. Retak‐retak pada bangunan yang kuat. Banyak
kerusakan pada bangunan yang tidak kuat. Dinding dapat lepas
dari kerangka rumah, cerobong asap pabrik‐pabrik dan
monumen‐monumen roboh. Meja kursi terlempar, air menjadi
keruh, orang naik sepeda motor terasa terganggu.
IX. Kerusakan pada bangunan yang kuat, rangka‐rangka rumah
menjadi tidak lurus, banyak lubang‐lubang karena retak‐retak
pada bangunan yang kuat. Rumah tampak bergeser dari
pondasinya, pipa‐pipa dalam tanah putus.
X. Bangunan dari kayu yang kuat rusak, rangka‐rangka rumah
lepas dari pondasinya, tanah terbelah, rel melengkung.
Tanah longsor di sekitar sungai dan tempat‐tempat yang
curam serta terjadi air bah.
XI. Bangunan‐bangunan kayu sedikit yang tetap berdiri, jembatan
rusak, terjadi lembah. Pipa dalam tanah tidak dapat dipakai
126
sama sekali, tanah terbelah, rel melengkung sekali.
XII. Hancur sama sekali. Gelombang tampak pada permukaan
tanah, pemandangan menjadi gelap, benda‐benda terlempar
ke udara.
7.8. Percepatan Tanah
Parameter getaran gelombang gempabumi yang dicatat oleh
seismograf umumnya adalah simpangan kecepatan atau velocity dalam
satuan kine (cm/dt). Selain velocity tentunya parameter yang lain seperti
displacement (simpangan dalam satuan mikrometer) dan percepatan
(acceleration dalam satuan gal atau cm/dt2) juga dapat ditentukan.
Parameter percepatan gelombang seismik atau sering disebut
percepatan tanah merupakan salah satu parameter yang penting
dalam seismologi teknik atau earthquakes engineering. Besar kecilnya
percepatan tanah tersebut menunjukkan resiko gempabumi yang perlu
diperhitungkan sebagai salah satu bagian dalam perencanaan
bangunan tahan gempa.
Setiap gempabumi yang terjadi akan menimbulkan satu nilai
percepatan tanah pada suatu tempat (site). Nilai percepatan tanah
yang akan diperhitungkan pada perencanaan bangunan adalah nilai
percepatan tanah maksimum. Meskipun gempabumi yang kuat tidak
sering terjadi tetapi tetap sangat membahayakan kehidupan manusia.
Salah satu hal yang penting dalam penelitian seismologi adalah
mengetahui kerusakan akibat getaran gempabumi terhadap bangunan‐
bangunan di setiap tempat. Hal ini diperlukan untuk menyesuaikan
kekuatan bangunan yang akan dibangun di daerah tersebut.
Bangunan‐bangunan yang mempunyai kekuatan luar biasa dapat
saja dibuat, sehingga bila terjadi gempabumi yang bagaimanapun kuatnya
tidak akan mempunyai tanggapan/reaksi yang tidak sama terhadap
kekuatan gempabumi. Nilai percepatan tanah dapat dihitung langsung
dengan seismograf khusus yang disebut strong motion seismograph atau
127
accelerograf. Namun karena begitu pentingnya nilai percepatan tanah dalam
menghitung koefisien seismik untuk bangunan tahan gempa, sedangkan
jaringan accelerograf tidak lengkap baik dari segi periode waktu maupun
tempatnya, maka perhitungan empiris sangat perlu dibuat.
Oleh sebab itu untuk keperluan bangunan tahan gempabumi
harga percepatan tanah dapat dihitung dengan cara pendekatan dari
data historis gempabumi. Beberapa formula pendekatan antara lain:
Hubungan rumus Richter (1935)
I0 = 1,5 (m - 0,5)
log a = I/3 - 0,5
(7‐24)
dimana M adalah magnitudo, I0 adalah intensitas pada tempat yang
akan dicari dan a adalah percepatan tanah pada tempat yang dicari
dalam satuan cm/dt atau gal.
Hubungan rumus Murphy dan O'Brein (2001)
(7‐25)
log a = 0,14I + 0,24M - 0,68 log + 0,7
dimana a adalah percepatan tanah pada tempat yang akan dicari, I
adalah intensitas gempabumi pada tempat yang akan dicari, M
adalah magnitudo, dan adalah jarak episenter dalam km.
Hubungan rumus Donovan (1973)
0,5M
1,32
a = 1.080(exp
)/(r + 25)
(7‐26)
dimana a adalah percepatan, M adalah magnitudo, dan r adalah
jarak hiposenter dalam satuan km.
Hubungan rumus Esteva (1974)
0,5M
a = 5.600(exp
2
)/(r + 40)
(7‐27)
Untuk menghitung percepatan a pada persamaan (7‐24) dan (7‐25),
perlu mengetahui besarnya intensitas I pada tempat yang akan dicari.
128
Prih Harjadi dan Subardjo telah menghitung rumus atenuasi
intensitas terhadap jarak gempabumi Flores 12 Desember 1992
dengan formula sebagai berikut:
-0,0021
I = Io exp
(7‐28)
dimana I adalah intensitas pada jarak episenter km dan I adalah
intensitas pada sumber.
Selain rumus‐rumus empiris di atas masih banyak formula lain
yang memasukkan variabel periode waktu, periode dominan tanah,
yaitu antara lain:
 Model percepatan tanah pada permukaan secara empiris oleh
 Mc.Guirre (1963) ditulis sebagai berikut :

= 4,723 x 10 0,278 x (R + 25) -1,301
(7‐29)
= percepatan tanah pada permukaan (gal)
M = magnitudo permukaan (SR)
R = jarak hiposenter (km), dengan
= Jarak episenter (km)
h = kedalaman sumber gempabumi (km)
 Model percepatan tanah rumusan Kawashumi (1950) :
Log = M - 5,45 - 0,00084(R - 100) + (Log 100 / R) x (1/ 0,4342)
(7‐30)
= percepatan tanah pada permukaan (gal)
M = magnitudo gelombang permukaan (SR)
R = jarak hiposenter (km)
= jarak episenter (km)
h = kedalaman sumber gempabumi (km)
 Model empiris yang menggunakan data periode dominan tanah yang
129
merupakan hasil pengukuran di lapangan dengan menggunakan alat
mikrotremometer. Dengan data periode dominan tanah (Tg) dari
hasil pengukuran mikrotremor maka percepatan tanah pada
permukaan dapat dihitung dengan rumus Kanai (1966) :
= G(T) x
o
(7‐31)
o=
(1/T) x 10
0,61M - ((1,66 + 3,6 / ) Log ) + (0,167 - 1,83 /
(7‐32)
(7‐33)
= Percepatan tanah pada permukaan (gal)
Skala JMA Percepatan
Maksimum (gal)
Skala MMI Percepatan
Maksimum (gal)
dibawah 0.8
dibawah 1,0
0.8 2.5
1,0 2,0
2.5 8,0
2,1 5,0
8,0 25,0
5,0 10,0
25,0 80,0
10,0 21,0
80,0 250,0
21,0 44,0
250,0 400,0
44,0 94,0
diatas 400
94,0 202,0
202,0 432,0
G(T) = Faktor pembesaran
T = periode gelombang gempabumi (detik)
Tg = periode dominan tanah (detik)
M = magnitudo gelombang permukaan (SR)
= jarak hiposenter (km)
130
Japan Meteorological Agency (JMA) membuat hubungan antara
skala intensitas JMA dan skala MMI dengan percepatan maksimum.
Tabel 7.1. Perbandingan Hubungan Percepatan Tanah dan Skala MMI
Perpindahan materi dalam penjalaran gelombang seismik biasa
disebut displacement. Jika kita lihat waktu yang diperlukan untuk
perpindahan tersebut, maka kita bisa tahu kecepatan materi tersebut.
Sedangkan percepatan adalah parameter yang menyatakan perubahan
kecepatan mulai dari keadaan diam sampai pada kecepatan tertentu.
Pada bangunan yang berdiri di atas tanah memerlukan kestabilan
tanah tersebut agar bangunan tetap stabil. Percepatan gelombang
gempabumi yang sampai di permukaan bumi disebut juga percepatan
tanah, merupakan gangguan yang perlu dikaji untuk setiap
gempabumi, kemudian dipilih percepatan tanah maksimum atau Peak
Ground Acceleration (PGA) untuk dipetakan agar bisa memberikan
pengertian tentang efek paling parah yang pernah dialami suatu lokasi.
Efek primer gempabumi adalah kerusakan struktur bangunan baik
yang berupa bangunan perumahan rakyat, gedung bertingkat, fasilitas
umum, monumen, jembatan, dan infrastruktur lainnya, yang diakibatkan
oleh getaran yang ditimbulkannya. Secara garis besar, tingkat kerusakan
yang mungkin terjadi tergantung dari kekuatan dan kualitas bangunan,
kondisi geologi dan geotektonik lokasi bangunan, dan percepatan tanah di
lokasi bangunan akibat dari getaran suatu gempabumi.
Faktor yang merupakan sumber kerusakan dinyatakan dalam
parameter percepatan tanah. Sehingga data PGA akibat getaran
gempabumi pada suatu lokasi menjadi penting untuk menggambarkan
tingkat resiko gempabumi di suatu lokasi tertentu. Semakin besar nilai
PGA yang pernah terjadi di suatu tempat, semakin besar resiko
gempabumi yang mungkin terjadi.
Pengukuran percepatan tanah dilakukan dengan accelerograf
yang dipasang di lokasi penelitian. Mengingat jaringan accelerograf di
131
Indonesia belum sebaik di negara lain seperti Jepang, Amerika, Cina,
maka pengukuran percepatan tanah dilakukan dengan cara empiris,
yaitu dengan pendekatan dari beberapa rumus yang diturunkan dari
magnitudo gempabumi atau/dan data intensitas. Perumusan ini tidak
selalu benar, bahkan dari satu metode ke metode lainnya tidak selalu
sama, namun cukup memberikan gambaran umum tentang PGA.
Beberapa rumus empiris telah dijelaskan di atas.
Gempabumi besar bisa terjadi berulang‐ulang di suatu tempat. Kita
kenal sebagai periode ulang gempabumi. Hal ini didukung oleh teori elastic
rebound yang mempunyai fase pengumpulan energi dalam jangka waktu
tertentu dan kemudian masa pelepasan energi pada saat gempabumi besar.
Periode ulang gempabumi besar bisa 10 tahun, 50 tahun, 100
tahun, atau 500 tahun sehingga tingkat resiko bangunan terhadap
gempabumi bisa terkait dengan periode ulang gempabumi. Kita ambil
contoh jika bangunan dirancang untuk berumur pakai 50 tahun dan
periode ulang gempabumi di tempat tersebut 100 tahun, maka
percepatan maksimum di tempat tersebut tentu akan kecil.
PGA (Peak Ground Acceleration) atau Percepatan Tanah Maksimum
menggunakan metode Donovan, Esteva, Murphy‐O'Brein, Gutenberg‐
132
Richter, Kanai, Kawasumi, dan lain‐lain. Formula‐formula empiris tersebut
ditentukan berdasarkan suatu kasus gempabumi pada suatu tempat
tertentu dengan memperhitungkan karakteristik sumber gempabuminya.
Gambar 7.11. Peta percepatan tanah maksimum Indonesia formula Richter (Sumber:
BMKG‐Reindo, 2005).
7.9. Zonasi Rawan Gempabumi
Untuk mendirikan bangunan tahan gempa harus diperhatikan
percepatan tanah maksimum di daerah tersebut dan bangunan harus
didesain sedemikian hingga dapat menahan percepatan tanah tersebut.
Bila suatu bangunan konstruksinya lebih lemah dari yang diperkirakan,
maka bangunan disebut under design, ini sangat membahayakan dan
disebut bangunan tidak tahan gempabumi (non earthquake resistance).
Sebaliknya bila over design merupakan pemborosan biaya.
Gambar 7.12. Klasifikasi peta gempabumi berdasarkan data makro atau intensitas
(Sumber: Murjaya & Ibrahim, 1998).
Dalam kaitan dengan bangunan tahan gempa, maka zonasi seismik
133
perlu dibuat, dan secara umum di Indonesia telah dibuat zona seismik
berdasarkan data historis kegempaan periode sebelum tahun 1970,
wilayah Indonesia dibagi menjadi 6 zona seismik yaitu:
 Zona 1. Daerah dengan seismisitas sangat tinggi (M7‐8 SR): Irian
 bagian utara.
 Zona 2. Daerah dengan seismisitas aktif (M sekitar 7 SR): Sumatera
134
8
MEKANISME SUMBER
Gambar 8.1. Fokal mekanisme menggambarkan mekanisme sumber gempabumi
(Sumber: Yagi, 2006).
135
M
ekanisme terjadinya suatu gempabumi di dalam perut
bumi sering
dikaitkan dengan kombinasi gaya atau stress Myang bekerja pada suatu batuan.
Kombinasi stress, kompresi (tekanan kedalam) dan dilatasi (tarikan keluar), yang
menyebabkan terjadinya suatu gempabumi dapat dimodelkan dengan
mempelajari polarisasi gelombang gempabumi yang terekam pada
komponen vertikal.
Model idealisasi dari mekanisme terjadinya suatu gempabumi dalam
seismologi disebut dengan mekanisme fokus (focal mechanism). Melalui data
seismogram bisa didapatkan banyak informasi gempabumi sehingga diketahui
parameter gempabumi seperti: magnitudo, kedalaman, lokasi, waktu asal
gempabumi, termasuk juga mekanisme fokus. Dengan menganalisis
mekanisme fokus, kita bisa menganalisis sistem gaya‐gaya tektonik yang
bekerja pada suatu daerah (Puspito, 1997).
Gambar 8.2. Data seismogram dapat memberikan informasi parameter gempa bumi
serta mekanisme sumbernya (Sumber: Yagi, 2006).
136
8.1. Proses Terjadinya Gempabumi
Gempabumi tektonik terjadi karena adanya proses pergerakan
lempeng yaitu berupa tumbukan, pelipatan, pergeseran dan atau
penyusupan yang berpengaruh terhadap media yang dilewati proses
tersebut. Di daerah pertemuan lempeng akan timbul suatu tegangan
diakibatkan oleh tumbukan dan geseran antar lempeng serta sifat‐sifat
elastisitas batuan.
Tegangan pada batuan akan terkumpul terus‐menerus sehingga
sesuai dengan karakteristik batuan yang akan sampai pada titik patah,
dimana pada saat tersebut energi yang terkumpul selama terjadi proses
tegangan akan dilepaskan, pada waktu itulah gempabumi terjadi.
Sekarang kita tinjau bagaimana proses terjadinya sebuah
gempabumi. Seorang ahli seismologi Amerika yang bernama Reid pada
tahun 1906 mengadakan penelitian untuk membahas tentang proses
pemecahan di sebuah sumber gempabumi pada gempabumi yang
terjadi di Sesar San Andreas. Displacement dari Sesar San Andres ini
kebanyakan horizontal, dimana pada bagian timur yang menghadap ke
daratan Amerika bergerak ke selatan terhadap yang di sebelah barat
yang menghadap ke Pasifik.
Gambar 8.3. Mekanisme sumber gempa memperlihatkan mekanisme gempabumi
yang menjadi sumber gempabumi tektonik. Garis tebal vertikal
menunjukan pecahan atau sesar pada bagian bumi yang padat (Sumber:
Ibrahim & Subardjo, 2001).
137
Pada Gambar 8.3 terlihat keadaan I menunjukan suatu lapisan
yang belum terjadi perubahan bentuk geologi. Karena di dalam bumi
terjadi gerakan yang terus‐menerus, 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 menunjukkan 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 di atas akan diulangi lagi dan sebuah gempabumi akan terjadi
lagi setelah beberapa waktu lamanya, demikian seterusnya. Teori Reid
ini dikenal dengan nama "Elastic Rebound Theory".
8.2. Parameter Bidang Sesar
Mekanisme fokus memberikan tambahan informasi mengenai
parameter gempa bumi seperti jenis sesar gempabumi. Parameter
sesar terdiri dari ukuran sesar yang dinyatakan dalam km (kilometer)
yaitu panjang dan lebar. Selain itu terdapat jarak pergeseran, momen
seismik, stress drop, serta source process atau proses pecahnya batuan
saat terjadi gempa atau rupture process.
Strike adalah arah sesar yang diukur searah jarum jam dari titik
utara. Kisaran derajatnya dari arah 0°‐360°. Dip adalah sudut kemiringan
sesar dari blok yang tegak (foot‐wall block) diukur dari bidang mendatar
138
horizontal. Ukuran sudut nilainya dari 0°‐90°. Sedangkan rake atau slip
adalah arah pergerakan sesar tersebut diukur dari penampang muka sesar
dengan arah diukur dari arah strike ke arah mana slip bergerak
(berlawanan arah strike dan dip). Ukuran sudutnya dari arah ‐180°‐180°.
Jarak pergeseran slip atau dislocation dinyatakan dalam satuan m (meter).
Gambar 8.4. Ukuran sesar digambarkan dalam suatu bidang (Sumber: Yagi, 2006).
Untuk mencari harga parameter bidang dicari berdasarkan
Scalling Law dengan formula sebagai berikut :
(9‐1)
(9‐2)
(9‐3)
dimana L panjang sesar (km), W lebar sesar (km), U jarak slip (cm), dan
Mw adalah magnitudo input.
139
Untuk menggambarkan kekuatan sumber gempabumi
dinyatakan dengan seismik momen, dengan notasi sebagai berikut:
(9‐4)
dimana rigiditas atau kekakuan batuan dari medium sekitar sesar
dinyatakan dalam ukuran 30 GPa di kerak bumi, D pergeseran rata‐rata
pada bidang sesar (m).
8.3. Jenis Sesar
Dalam keadaan yang sebenarnya permukaan sesar (patahan)
atau fault dapat mempunyai keadaan yang berbeda dan demikian pula
dengan gerakannya dapat mempunyai arah yang berlainan sepanjang
permukaannya. Dapat dibedakan atas tiga bentuk gerakan dasar dari
sesar, yaitu: sesar mendatar, turun, dan naik.
Gerakan sejajar jurus sesar disebut sesar mendatar atau strike
slip fault. Stress yang terbesar adalah stress horizontal dan stress
vertikal kecil sekali. Sesar relatif ke bawah terhadap blok dasar disebut
sesar turun/sesar normal atau gravity fault. Gerakan relatif ke atas
terhadap blok dasar disebut sesar naik atau thrust fault /reverse fault.
Kenyataan di Indonesia memperlihatkan indikasi sesar mendatar
terjadi di daratan Sumatera dengan Sesar Semangko yang membujur
dari Ujung Semangko Lampung menerus sepanjang Bukit Barisan
membelah Pulau Sumatera dan berakhir di Aceh. Di Jawa contoh sesar
mendatar adalah Sesar Cimandiri. Sesar mendatar terpanjang di dunia
dan masih aktif adalah Sesar San Andreas di California, Amerika Serikat.
Sesar naik terjadi di sepanjang daerah subduksi palung Jawa di
sepanjang Pantai Luar Barat Pulau Sumatera menerus hingga ke
Selatan Jawa dan Nusa Tenggara. Hal ini serupa dengan fenomena
tektonik di wilayah Jepang, dari arah laut Pasifik. Sedangkan Sesar
normal sering terjadi di Kepulauan Maluku dan Sulawesi atau
umumnya di daerah slab atau intra‐plate.
140
Gambar 8.5. Jenis‐jenis pergerakan sesar digambarkan dalam bola mekanisme fokus
(Sumber: NMSOP, 2002).
141
Gambar 8.6. Sesar naik di daratan Jepang bisa mengubah kedudukan gedung‐gedung
berstruktur kuat secara vertikal (Sumber: Yagi, 2009).
Gambar 8.7. Sesar mendatar di daratan Turki ketika terjadi Gempabumi Kochaeli
1999 (Sumber: Yagi, IISEE, 2009).
142
Gambar 8.8. Sesar naik pada Gempabumi Sumatera 2002 (Sumber: Yagi, 2009).
8.4. Polaritas Gelombang Seismik
Seismogram bisa digunakan dalam studi geometri sesar atau
mekanisme fokus karena tergantung radiasi gelombang gempabumi.
Yang paling mudah ditentukan dengan menganalisa gelombang bodi
dengan mengambil impuls awal atau polaritas awal gelombang
seismik. Polaritas ini tergantung tipe gelombang dan posisi stasiun
terhadap jarak gerakan awal pada sumber gempabumi (hiposenter).
Berikut penjelasan Gambar 8.9 pada NMSOP oleh Bormann
(2002) (Afnimar, 2009). Pada gambar sebelah kiri (a), sumber gaya
tunggal S yang bisa dianalogikan dengan sumber palu yang dipukulkan
secara horisontal. Apabila arah S menuju 1 maka di stasiun ini akan
terobservasi gelombang P dengan polaritas kompresi (+) artinya
menekan stasiun tersebut, di stasiun 4 terakam dilatasi yang artinya
menarik stasiun tersebut, lain halnya dengan stasiun 2 tidak terekam
gelombang P sama sekali.
143
Gambar 8.9. Arah displacement statis di titik sumber relatif terhadap stasiun. (a)
Sumber gaya tunggal S dan (b) sumber gaya dari persesaran F berupa
sumber titik double couple. Dimensi rupture diasumsikan sangat kecil
dibandingkan dengan jarak stasiun dan panjang gelombang (Sumber:
NMSOP, 2002, dengan modifikasi).
Sebaliknya gelombang S akan terpolarisasi paralel dengan arah
displacement statis S dan tegaklurus terhadap arah propagasinya dan
terekam di 2, tapi tidak di 1 dan 4. Pada stasiun 3 gelombang P dan S
akan terekam. Kalau letak sumber S di permukaan, maka sinyal
gelombang P akan terekam pada komponen radial dan tidak ada pada
komponen vertikal.
Gambar sebelah kanan (b) menceritakan pola polarisasi pada
sumber shear dislocation sepanjang bidang sesar F yang berbeda
dengan kasus gaya tunggal (Gambar 8.7.a). Di stasiun 1 dan 5 yang
terletak pada arah strike, sinyal gelombang P tak terobservasi.
Demikian juga di stasiun 3 yang tegak lurus sesar di titik F. Sebaliknya di
2 dan 4 yang bersudut 45° terhadap F, terekam amplitudo gerak
gelombang P namun dengan arah berlawanan.
144
First motion gelombang P dari titik double couple ini akan
menggiring kita untuk mendefinisikan empat kuadran, yaitu dua
kuadran kompresi dan dua kuadran dilatasi yang dipisahkan oleh dua
bidang yang saling tegak lurus yang disebut bidang‐bidang nodal, yaitu
bidang sesar dan bidang bantu.
Radiasi gelombang P dari sumber sumber gempabumi mempunyai
empat kurva daerah konsentrasi. Kita dapat memperkirakan bidang nodal
1 dan 2 (nodal bidang sesar dan bidang bantu) dengan menggunakan
polaritas gelombang P dan atau amplitudonya.
Gambar 8.10. Model double couple membagi 4 kuadran (Sumber: Yagi, 2009).
Gambar 8.11. Radiasi gelombang P (kiri) dan S (kanan) (Sumber: Yagi, 2009).
145
Sedangkan radiasi gelombang S dari sumber gempabumi
mempunyai empat kurva daerah konsentrasi, akan tetapi orientasinya
berbeda dengan polaritas gelombang P. Gelombang S lebih sulit
diidentifikasi dibandingkan gelombang P. Seismologist lebih sering
menggunakan analisa gelombang P dibanding S untuk menentukan
mekanisme fokus.
8.5. Take of Angle dan Azimuth
Propagasi gelombang seismik dari sumbernya menuju stasiun
membentuk sudut take of angle dan mempunyai arah azimuth. Persepsi
kita sementara harus diubah dalam menggambarkan mekanisme sumber
gempa dalam bola fokus sebagai segitiga bola. Koordinat geografis stasiun
dan sumber gempa yang terdiri dari lintang dan bujur akan digambarkan
dalam koordinat sumbu segitiga bola. Delta ( ) atau jarak antara sumber
gempabumi dengan stasiun mempengaruhi nilai azimuth ( ).
Gambar 8.12. Take of angle digambarkan dalam bola (kiri) dan azimuth (kanan)
(Sumber: Yagi, 2009).
Take of angle (i) dapat diperkirakan menggunakan Kurva
Ritsema. Dalam hal naik atau turunnya gelombang P dapat
digambarkan di permukaan dalam bentuk bola fokus.
146
(9‐5)
(9‐6)
8.6. Proyeksi Mekanisme Fokus
Dalam prakteknya untuk mendapatkan solusi mekanisme fokus
digunakan diagram yang menunjukkan proyeksi keadaan fokus 3
dimensi dari fokus gempabumi. Kita kenal dua macam proyeksi yang
digunakan untuk membuat ilustrasi bentuk radiasi gelombang gempa,
yang sering dipakai adalah Stereographic Projection atau Wulf net dan
Equal Area Projection atau Schmidt net. Melalui kedua proyeksi ini kita
dapat menggambarkan seperti yang terlihat pada Gambar 8.13.
Langkah pertama adalah melakukan ploting seluruh polaritas awal
gelombang P pada setiap stasiun. Dengan memasukkan harga koordinat
geografis stasiun dan sumber gempabumi, dapat dihitung azimuth dan
take of angle masing‐masing stasiun seismograf. Untuk menggambarkan
dua input tersebut dalam bola fokal gunakan proyeksi Wulf net. Tandai
titik kompresi dengan warna gelap (misal hitam) dan titik dilatasi dengan
warna terang (misal kuning). Hasilnya didapatkan distribusi sebaran
kompresi dan dilatasi polaritas gelombang P masing‐masing stasiun.
Berdasarkan akumulasi sebaran polaritas tersebut tarik dua garis
meridian pemisah antara sebaran kompresi dan dilatasi menggunakan
proyeksi Schmidt net sehingga didapatkan dua bidang nodal. Selanjutnya
bisa didapatkan sumbu Tension (T) dan Pressure (P) dari kedua bidang
nodal tersebut. Dari salah satu bidang nodal dapat ditemukan arah strike,
dip, dan slip yang sesuai dengan kejadian gempabumi tersebut.
BMKG telah mampu membuat mekanisme fokus menggunakan
Metode Momen Tensor yang dibuat oleh Iman Suardi dengan dukungan
Profesor Yagi dan Profesor Nakano. Mekanisme fokus BMKG ini dinamakan
SWIFT. Kemampuannya menghasilkan bola fokus dari input stasiun
seismograf jaringan BMKG dalam waktu 15 menit setelah gempabumi
147
terjadi. Walaupun kualitasnya masih di bawah hasil CMT Harvard USGS
yang hasilnya harus ditunggu lebih kurang 30 menit, mekanisme fokus
BMKG ini telah dirasakan cukup membantu dalam menganalisis tipe
pergerakan sesar gempabumi dalam tempo cepat, terlebih dalam hal
penentuan pengecekan kebijakan Peringatan Potensi Tsunami.
Gambar 8.13. Sumber gempabumi dan stasiun digambarkan dalam segitiga bola
(atas). Take of angle bisa dicari menggunakan Kurva Ritsema (bawah)
(Sumber: Yagi, 2009).
148
Gambar 8.14. Proyeksi mekanisme fokus menggunakan Wulf net (atas dan Schmidt net
(bawah) (Sumber : Yagi, 2009).
149
Gambar 8.15. Distribusi sebaran polarisasi kompresi dan dilatasi gelombang P yang
kemudian dipisahkan dengan dua bidang nodal (Sumber : Yagi, 2009).
Gambar 8.16. Penentuan strike, dip, dan slip menggunakan proyeksi mekanisme
fokus (Sumber : Yagi, 2009).
150
Gambar 8.17. Mekanisme fokus BMKG untuk hasil Gempabumi Padang 30 September
2009 (Sumber : BMKG, 2009).
151
9
PREDIKSI GEMPABUMI
Gambar 9.1. Ilustrasi kepekaan binatang menangkap sinyal gelombang sebelum
gempabumi terjadi (Sumber: Schneider et al., 2009).
153
P
rediksi gempabumi walaupun masih menjadi pro dan kontra
para
seismologist dunia, namun masih tetap menjadi topik yang hangat
diperbincangkan dikarenakan tuntutan masyarakat awam yang sering
menanyakan perihal tersebut dan datangnya isu‐isu heboh seputar ramalan
gempabumi yang akan datang pada waktu tertentu di suatu daerah. Jadi,
mungkinkah gempabumi bisa
diprediksi?
9.1. Prediksi Yang Sukses
Sejumlah negara telah membuat banyak kemajuan dalam bidang
prediksi gempabumi. Di RRC, prediksi gempabumi jangka waktu yang
dekat (imminent) telah berhasil untuk memprediksi empat gempabumi
merusak dengan magnitudo lebih dari 7 SR yang terjadi selama tahun
1975‐1976 sehingga kerugian akibat gempabumi dapat terhindarkan.
Menurut Coe (1971) program Cina untuk ramalan gempabumi
dimulai setelah terjadi gempabumi dengan magnitudo 6,8 dan 7,2 yang
terjadi di Xingtai sekitar 300 kilometer tenggara Peking (Beijing), Maret
1966. Kemungkinan penyebab dianalisanya ramalan gempabumi
sebagai inovasi setelah terjadinya gempabumi Ehou En‐Lai yang
memprediksi daerah gempabumi secara langsung setelah terjadinya
gempa. Riset prediksi telah menggunakan beberapa metode antara
lain; seismik, geodesi, gravitasi, pergerakan lapisan, geomagnet, listrik,
pergerakan tanah, radon, dsb.
Program prediksi gempabumi Nation Wide di Cina mengantarkan
Cina ke sukses yang luar biasa dalam hal prediksi. Mereka berhasil
mengeluarkan prediksi gempabumi merusak sebanyak 4 kali selama
1975‐1976, walaupun dalam kasus Tangshan menghasilkan jumlah
kematian yang besar.
Tidak jelas mengapa Cina gagal dalam peringatan dini padahal long
term dan medium term sudah diketahui dengan jelas. Tidak sama dengan
kasus berhasil yang lain daerah Tangsan adalah daerah industri tinggi dan
154
memiliki efek noise yang tinggi. Di Cina efek noise alami dan buatan
lebih kecil daripada di negara maju seperti Jepang. Efek makroskopik
lebih jelas diamati meskipun dengan instrumen sederhana yang
memiliki sensitivitas kecil untuk noise kecil di daerah propinsi.
9.2. Seismic Gap
Gempabumi Kobe 17 Januari 1995 dengan magnitudo M 7.3 JMA
telah meluluhlantakkan Kobe dan kota‐kota sekitarnya. Bila dirunut ke
belakang sebagian seismologist Jepang berpendapat bahwa
gempabumi ini adalah perulangan dari kejadian‐kejadian sebelumnya.
Sekarang hampir dua dekade setelahnya, masyarakat menjadi khawatir
apakah bencana itu akan datang seperti saatnya dulu.
Gambar 9.2. Perulangan historis gempabumi di daerah Tokai, Tonankai, dan Nankai
(Sumber: Puspito, 2009).
155
Pencatatan gempabumi skala luas yang mengandalkan pada
informasi prediksi gempabumi long term dan juga short term
diterapkan di Jepang pada akhir tahun 1978. Prediksi gempabumi skala
luas diperkirakan akan terjadi lagi di daerah Tokai, daerah antara Tokyo
dan Nagoya di Jepang tengah di tepi laut Pasifik.
Gambar 9.3. Distribusi gempabumi Tokai Jepang M>7.0 saat 7 tahun sebelum (kiri),
dan setelah 50 hari (kanan) dari gempabumi 20 Maret 2005 (Sumber:
IISEE, 2007).
Grup peneliti prediksi gempabumi Jepang telah dimulai sejak tahun
1962 menggunakan multifaktor investigasi meliputi pengamatan:
gempabumi foreshock, gempabumi utama dan susulan, aktivitas
seismik, deformasi kerak bumi dan strain, ketidaknormalan terrestrial
magnetic, kenaikan level muka air tanah menggunakan tiltmeter dan
borehole, pengamatan radon, gas, dan air tanah, teknologi komputer
simulasi dengan aplikasi survey dan data.
Produktivitas gempabumi tidak konstan seperti suatu siklus tetapi
bisa berulang pada tempat dan perulangan waktu yang bisa dihitung
secara statistik. Sebagai contoh, kasus Gempabumi Tokai Jepang 20 Maret
2005 M>7.0. Terdapat perbedaan distribusi pada saat gempabumi 7
156
tahun yang lalu sebelum terjadi gempabumi utama, dan saat setelah
50 hari setelah gempabumi utama (lihat Gambar 9.3).
Kekosongan distribusi gempabumi (seismic gap) bisa terjadi pada
sudut pandang pengamatan ruang atau waktu. Seperti yang
ditunjukkan pada pemetaan gempabumi historik merusak sebelum dan
sesudah Gempabumi Aceh 2004 dan Nias 2005 oleh Bilham,
Natawidjaja, dkk. Mereka telah mengamati sejarah kegempaan besar
di Sumatera sejak abad ke‐17. Berdasarkan data perulangan
gempabumi sudah terbukti. Seismic gap memang masih menjadi
misteri kenyataannya di masa mendatang oleh para seismologist.
Gambar 9.4. Seismic gap sebelum dan sesudah Gempabumi Aceh 2004 dan Nias 2005
(Sumber: Satake, IISEE, 2007 dari Birham, 2007).
9.3. Prediksi Sesar San Andreas
Sejumlah gempa besar melanda Teluk San Fransisco Amerika
diakibatkan oleh Patahan San Andreas yang menorehkan jarak yang sangat
panjang dengan tingkat strain menurun sepanjang sesar. Para ahli terus
157
melakukan penyelidikan. Hasilnya didapati adanya pertumbuhan strain
dari tahun ke tahun. Namun, sampai periode tahun 2000 hanya sangat
sedikit gempa signifikan terjadi. Mungkinkah berulang gempa besar di
masa mendatang?
Pengukuran geologi aktif di Amerika dilakukan di pusat pergerakan
uplift di Palmdale, sekitar 50 km di Utara Los Angles, mencakup daerah
sebesar 400 x 150 km. Daerah tersebut termasuk bagian dari patahan San
Andreas, yang mana patahan terjadi pada tahun 1857 bentangan daerah
gempabumi Tenjon, yang memiliki magnitudo diperkirakan mencapai 8.
Patahan tersebut mengkhawatirkan karena uplift disebabkan oleh
gempabumi dengan kekuatan yang sangat besar. Dari perbedaan
penelitian yang mencakup daerah tersebut, menyebabkan daerah
tersebut menjadi tujuan operasi prediksi gempabumi dunia. Hal ini di luar
kenyataan, penandaan tempat sekitar 10 kilometer selatan Palmdale
bertambah 18 cm dari tahun 1964‐1976.
9.4. Kenaikan Air Tanah
Pada tahun 1980 di Tokyo‐Jepang dilakukan pengamatan‐
pengamatan seismik terhadap kedalaman sumber air di Iwasuki,
Shonan, dan Fuchu pada kedalaman lebih dari 2.000 m. Hal ini
dimaksudkan untuk mengukur tingkat kepekaan dan keakuratan dari
pengamatan mikro earthquake di daerah Tokyo yang berkembang kian
membesar dari tahun ke tahun. Hal ini terbukti dengan ditemukannya
suatu foreshock yang signifikan pada peristiwa gempabumi Ansei Edo
(M=6,9; 1855) yang terjadi mendadak di Tokyo.
Sebelum gempabumi terjadi kenaikan muka air tanah artesis.
Pada saat gempabumi, air tanah sempat turun, lalu kemudian
bercampur dengan air payau. Hal ini pernah terjadi di daerah sumur
pemandian air panas Dogo Jepang. Air sumur yang telah ada sejak abad
ke‐7 Masehi ini sering mengalami fluktuasi naik‐turun sesaat sebelum
dan sesudah terjadi gempabumi. Yang terakhir adalah saat kasus
Gempabumi Nankai 1946.
158
Gambar 9.5. Sesar San Andreas sebagai sesar terpanjang di dunia (atas). Geomorfologi
Sesar San Andreas (bawah) (Sumber: Toda, 2006).
Sejak saat itu, Jepang melakukan pengamatan ratusan sampel sumur
air tanah di pinggir pantai sepanjang pantai daerah Nankai. Hasilnya
didapatkan fakta bahwa setelah terjadi gempabumi, titik‐titik sumur
159
tersebut mengalami perubahan yang cukup bervariasi, antara lain:
penurunan level permukaan air tanah, percampuran dengan air payau,
dan percampuran dengan lumpur tanah.
Kejadian ini menandakan adanya gaya tekan ke dalam (subsiden)
sesaat sebelum gempa mulai terjadi sehingga mengangkat level
permukaan air tanah. Sebaliknya setelah gempabumi timbul gaya
reaksi kembali ke keadaan semula (ekspansi) sehingga air sempat turun
dan terjadi masuknya air laut ke daratan sehingga menyebabkan air
tanah menjadi payau.
9.5. Pergeseran Tanah
Gambar 9.6. Pemandian air panas Dogo Jepang dimana air tanah permukaannya
mengalami naik turun saat Gempabumi Nankai 1946 (Sumber: Puspito,
2009).
160
Penelitian di Jepang menunjukkan bahwa gempa terjadi di daerah
pergeseran (stick‐slip) dimana posisi lempeng terkunci dan energi strain
terakumulasi sehingga membangkitkan gempa‐gempa interplate. Area
pergeseran tersebut dinamakan asperity yang mana ukurannya bervariasi
di batas lempeng. Gempa besar berulang kali terjadi di daerah asperity
besar, sebaliknya gempa kecil terjadi di daerah asperity kecil.
Gambar 9.7. Gaya aksi tekanan tanah menyebabkan air tanah naik sebelum
gempabumi (kiri), dan gaya reaksi sesudahnya menyebabkan air menjadi
turun dan payau (kanan) (Sumber: Puspito, 2009) .
Berdasarkan fakta bahwa periode ulang gempa adalah
berbanding terbalik dengan rata‐rata akumulasi energi, maka nilai
pergeseran gempa bisa diperkirakan dari data perulangan
gempa‐gempa kecil. Sejak slip koseismik lebih kecil dari gempa dengan
asperity rendah, gempa kecil berulang dalam waktu singkat. Di
Kamaishi, Iwate 9 gempa bermagnitudo 4,7‐4,9 dengan asperity yang
sama tercatat pada interval waktu yang konstan sejak 1957.
161
Gambar 9.8. Distribusi spasial rata‐rata gesekan aseismik pada Palung Jepang dengan
data kontur GPS 1996‐1999 dan perulangan gempa (lingkaran bulat)
1992‐ 2000 (Sumber: ERI, 2006).
162
Gambar 9.9. Perulangan gempa kecil dengan asperity kecil di Kamaishi, Provinsi
Iwate. magnitudo gempa Kamaishi terhadap waktu sejak 1956 sampai
2001 (a). Momen seismik kumulatif yang seimbang dengan energi strain
yang dihasilkan oleh gempa (b) (Sumber: ERI, 2006).
163
9.6. Tiltmeter dan Strainmeter
Di Jepang untuk memberikan tambahan data pengamatan
pergerakan lapisan, maka direncanakan akan dibangun 100 stasiun
pengamatan dengan tiltmeter dan strainmeter. Akan tetapi hanya
sebagian saja yang bisa dipenuhi mengingat sulitnya mendapatkan
daerah untuk membangun kubah di bawah tanah, sehingga diganti
dengan mendesain tiltmeter dan strainmeter yang berbeda. Dan
ternyata berhasil sehingga alat tersebut segera dikembangkan oleh
JMA, dan sekitar 31 strainmeter jenis ini (bore‐hole tiltmeter) sudah
dipasang sepanjang lempeng Pasifik di selatan Kanto dan daerah Tokai.
Data dikirim secara real time ke JMA.
Gambar 9.10. Pemasangan tiltmeter (Sumber: Geo Unibonn).
164
Gambar 9.11.
Anomali gempabumi direkam pada pias tiltmeter (Sumber: Geo
Unibonn).
USGS memberikan perhatian lebih untuk penelitian tiltmeter
guna mengetahui ramalan gempabumi (Mortenes dan Johnston, 1975).
Tiltmeter diletakkan berada pada sistem patahan San Andreas dapat
dilihat di Gambar 9.10 dan 9.11 khusus untuk daerah Utara dan Selatan
California (MacCabe, 1979). Menurut pendapat Wyss (1981) USGS
memasang 60 stasiun tiltmeter di California dan 20 di Alaska. USGS
berkerjasama dengan universitas memberikan sekitar 40 tiltmeter.
165
9.7. Geomagnit
Rekaman digital proton magnetometer telah dibangun dan
penelitian magnetik telah dimulai secara intensif. Beberapa contoh variasi
geomagnetika di Jepang sekarang telah didirikan, seperti wilayah Izu
Peninsula dimana penyimpangan variasi pengamatan berbeda dari tujuan
utama. Suatu resistifitas variometer dengan sensitifitas tinggi telah
dibangun oleh Yamazaki 1975 yang dioperasikan pada Aburatsubo Crusta
Movement Observatory sekitar 60 km selatan Tokyo. Biasanya rekaman
koseismik merupakan perubahan resistivitas reseismik.
Gambar 9.12. Komponen magnetik Horizontal BH (a), komponen deklinasi magnetik
D (b), komponen vertikal Bz (c), variasi Bz/BH (d), variasi indeks Dst (e),
aktivitas seismik Gempa Padang 30/09/2009 dan Gempa Jambi
01/10/2009, (f) Lingkaran dan panah warna merah dicurigai anomali
magnetik yang diduga sebagai precursor Gempabumi Padang
30/09/2009 magnitudo 7,6 dan Jambi 01/10/2009 magnitudo 7,0
(kotak merah) (Sumber : Pribadi dan Nurdiyanto dkk, 2009).
166
Suroso dkk dengan dukungan ilmuwan Jepang Hattori
menyelidiki hubungan antara fenomena gempabumi dengan
kemagnetan bumi. Akhirnya mereka menemukan kenyataan adanya
tanda‐tanda (precursor) gempabumi ditunjukkan dengan melihat
perubahan anomali geomagnetika ULF (Ultra Low Frequency) pada saat
kejadian Gempabumi Aceh 2004 dan Nias 2005. Hal ini terlihat adanya
variasi perbandingan spectral density aktivitas magnetik antara
komponen vertikal dan horizontal pada periode 32 detik dengan
ditandai kenaikan harga standar deviasi ±2 .
Studi prediksi gempabumi menggunakan geomagnet ini
kemudian dilakukan juga oleh para peneliti precursor BMKG dengan
mempergunakan data Stasiun Magnet Tuntungan dengan koleksi data
kontinyu. Hasilnya didapatkan adanya anomali gempabumi 15 hari
sebelum terjadinya Gempabumi Padang 30 September 2009. Anomali
inilah yang dicari sebagai precursor atau tanda‐tanda sebelum
terjadinya gempabumi.
Gambar 9.13. Kontur anomali magnet hasil survey pengukuran di wilayah Sumatera
Barat tahun 2009 sebelum dan sesudah Gempabumi Padang 25/05/09
magnitudo 4.4.
Selain mengadakan perhitungan dan analisis data dari beberapa
stasiun magnetik Indonesia, tim precursor BMKG melakukan pengukuran
167
survei lapangan di sepanjang Sesar Sumatera di wilayah Sumatera Barat.
Hasilnya didapatkan kenaikan harga magnet setelah terjadinya
gempabumi di daratan Sumatera.
Gambar 9.14. Perbedaan grafis nilai anomali magnet hasil pengukuran mobile dalam
3 periode. Histogram pengukuran‐1 Mei 2009 (biru), pengukuran‐2
Juni 2009 (merah), pengukuran‐3 November 2009 (kuning).
9.8. Kelistrikan Bumi
Untuk perubahan resistivitas tanah telah dicoba bertahun‐tahun
yang lalu dengan membuat suatu aliran listrik ke tanah dari pasangan
elektroda dengan jarak lebih dari 100 km. Walaupun laporan Cina dan
Soviet belum berhasil dalam mencatat perubahan resistivitas
diutamakan untuk mencapai suatu kejadian gempa. Pengamatan yang
tepat sulit didapat di Jepang karena arus elektrik dari rel kereta api dan
faktor pengamat.
Beberapa pengamatan perubahan anomali pada potensial bumi
mungkin berhubungan dengan aktivitas seismik baru dihasilkan. Penelitian
tentang kelistrikan bumi digunakan untuk perubahan resistivitas dan
potensial bumi menjadi perhatian pula bagi USGS (Bufe, 1973), MIT
(Fitterman dan Madden, 1977), Universitas Califonia, Berkeley
168
(Mazzella dan Morrison, 1974; Corwin dan Morrison, 1977: Morrison,
1979), dan CIT (Reddy, 1976) di daerah patahan San Andreas.
Laporan bahwa resistivitas di bawah permukaan di daerah fokal
menjadi kecil dulu sekitar 10‐20% untuk beberapa gempabumi (Barsukov,
1972) disimulasikan untuk kerja yang sama di USA, Jepang, dan Cina. Di
Uni Soviet, perubahan resistivitas akan direncanakan untuk membuat
beberapa peralatan listrik yang berkekuatan 1.000 A mengalir ke tanah
digunakan generasi MHD. Dalam kasus ini umumnya akan mencapai
kedalaman beberapa kilometer sehingga akan terjadi perubahan
resistivitas di daerah fokal untuk diamati. Stasiun generasi elektrik di
Dujian Yan, 50 km barat laut dari Chendu‐Cina, digunakan untuk
pengukuran kemiringan bumi. Observasi di antaranya gempabumi mikro,
deklinasi geomagnetik, earth currents, radon, dan semacamnya.
9.9. Radioaktif Radon
Gambar 9.15. Penelitian radon di laboratorium Gran Rasso, Institute for Nuclear
Physics, Italy (Sumber: Plastino, 2002).
169
Di wilayah Uni Soviet diketahui bahwa kandungan radon dapat
merubah air sumur sehingga dapat dibuat sebagai isyarat gempabumi
Tashkent (M=5,5, 26 April 1966) kota tersebut menjadi perhatian
penulis untuk selanjutnya. Perubahan tersebut dapat diketahui bahwa
pengukuran radon akhir‐akhir ini dipergunakan sekitar 30 sumur di
daerah Tashkent dan Fergana. Pengukuran radon dalam tanah dan
kelistrikan bumi juga dilakukan secara rutin di Beijing Cina.
Gambar 9.16. Residu waktu dari konduktivitas listrik, pH, radon, dan parameter
deformasi selama periode Mei 1996‐Juni 1999 pada precursor
Gempabumi Umbria‐Marche, 26 September 1997 (Sumber: Plastino,
2002).
170
Peneliti Italia mulai bulan Mei 1996 telah melakukan pengukuran
kandungan Radon pada air tanah dan parameter lainnya seperti PH,
konduktivitas listrik, tekanan gas larutan, dan temperatur air tanah.
Penelitian ini dikerjakan di laboratorium Gran Rasso, Institute for
Nuclear Physics, Italy. Mereka melakukan analisa korelasi antara radon
dengan variasi proses stress‐strain pada batuan serta proses difusi
radon dan hubungannya dengan geokimia air tanah.
Berdasarkan pengamatan diketahui waktu ukur analisis
menunjukkan adanya anomali yang kuat dan tekanan gas terlarut yang
berhubungan besar dengan urutan gempabumi Umbria‐Marche 1997‐
1998. Hal ini disebabkan oleh suatu ketidaktetapan fase kompresi yang
menghasilkan perubahan kandungan karbondioksida air tanah.
9.10. Vp/Vs Ratio
Penelitian gempabumi Metode Vp/Vs Ratio telah sukses digunakan
untuk precursor gempabumi, seperti yang telah dilakukan di Blue
Mountain Lake, New York (1973), Haicheng, Cina (1975), Oaxaca, Mexico
(1978), dan Izu, Jepang (1978). Prediksi gempabumi di Garm Uni Soviet
(1966) menggunakan Vp/Vs Ratio mendapatkan precursor selang 1
bulan sebelum gempabumi.
Tahapan gempabumi dan hubungannya dengan penurunan
Vp/Vs Ratio serta disandingkan dengan metode pengukuran lainnya
seperti resistivitas listrik, emisi Radon, pengukuran geodesi, dan
perhitungan gempa susulan telah dijelaskan oleh Gray (1996) dari Bolt
(1988). Wadati Diagram selain berguna untuk menentukan waktu asal
gempa, jarak hiposenter, koreksi pembacaan waktu awal gelombang P
dan S, dia juga diperlukan dalam perhitungan Vp/Vs Ratio dengan
menganggap lapisan bumi sebagai media homogen (Hurukawa, 2006).
171
Gambar 9.17. Prediksi gempabumi di Garm Uni Soviet menggunakan Vp/Vs Ratio.
Garis tegak pada nilai Vp/Vs Ratio menunjukkan event dan magnitudo
gempabumi (Sumber: Gray, 1996 dari Rikitake, 1976).
172
Gambar 9.18. Tahapan gempabumi dan hubungannya dengan penurunan Vp/Vs Ratio
(Sumber: Gray, 1996 dari Bolt, 1988).
173
Gambar 9.19. Grafik nilai Vp/Vs Ratio selama tahun 2007‐2009 untuk wilayah Pagai
dan Padang. Lingkaran merah menunjukkan penurunan nilai Vp/Vs
Ratio sebelum terjadinya gempabumi Pagai 2008, 2009 dan Padang
2009 (Sumber: Pribadi dan Gunawan, dkk, BMKG, 2009).
174
10
MITIGASI
Gambar 10.1. Upaya penyelamatan ketika terjadi gempa dengan urutan langkah 1‐3:
menjatuhkan diri (drop), berlindung dan berusaha menutupi kepala
(cover), dan berpegangan kuat (hold) (Sumber: Jonathan, Upaya Riksa,
2009).
175
B
encana gempabumi memang selalu datang tiba‐tiba dan
sering
menimbulkan kerusakan. Tak bisa dicegah dan dihindari. Yang mungkin bisa
kita lakukan adalah mengantisipasi atau mempersiapkan kedatangannya
sehingga bisa memperkecil resiko kerusakan. Mitigasi adalah persiapan
keamanan diri
menghadapi bencana pada saat sebelum, sesudah, dan setelah kejadian.
10.1. Sebelum Gempabumi
Pertama yang harus dilakukan adalah mengenali daerah yang kita
tinggali termasuk kepada tingkat kerawanan gempabumi bumi seperti
apa (ringan, sedang, rawan, sangat rawan). Kemudian memastikan
bahwa struktur dan letak rumah kita dapat terhindar dari bahaya yang
disebabkan gempabumi (longsor, liquefaction, dan lain‐lain).
Gambar 10.2. Memperkuat barang‐barang elektronik berharga, dan barang‐barang
berat dengan mengikatnya dengan plat besi pada dinding agar tidak
jatuh menimpa orang saat terjadi gempabumi (Sumber: Jonathan,
Upaya Riksa, 2009).
Kalau memungkinkan lakukanlah evaluasi dan renovasi ulang
struktur bangunan agar terhindar bahaya gempabumi. Perhatikan juga
letak pintu, lift, serta tangga darurat, apabila terjadi gempabumi, sudah
176
mengetahui tempat paling aman untuk berlindung. Tak ada salahnya
mulai belajar melakukan pertolongan darurat medis dan kecelakaan
serta penggunaan alat pemadam kebakaran. Siapkan daftar nomor
telpon penting yang dapat dihubungi pada saat terjadi gempabumi.
Untuk rumah tinggal perlu dilakukan persiapan rutin, di antaranya :
perabotan (lemari, kabinet) diatur menempel pada dinding dengan cara
dipaku atau diikat untuk menghindari jatuh, roboh, bergeser pada saat
terjadi gempabumi, menyimpan bahan yang mudah terbakar pada tempat
yang tidak mudah pecah, agar terhindar dari kebakaran, selalu mematikan
air, gas, dan listrik apabila sedang tidak digunakan .
Gambar 10.3. Orang Jepang selalu menyediakan helm pengaman di dekat meja kerja,
sekolah, atau rumah tinggal untuk menghindari benda jatuh (Sumber:
Jonathan, Upaya Riksa, 2009).
Biasanya penyebab kecelakaan yang paling banyak pada saat
gempabumi bumi adalah akibat kejatuhan material. Oleh karenanya perlu
diatur benda yang berat sedapat mungkin berada pada bagian bawah. Cek
177
kestabilan benda yang tergantung yang dapat jatuh pada saat gempabumi
terjadi, misal: lampu. Peralatan yang harus ada di setiap tempat, antara
lain: obat‐obatan medis, lampu senter, radio komunikasi, makanan
suplemen, dan air. Ada baiknya menyediakan helm pengaman di rumah,
sekolah, atau kantor sebagai langkah antisipasi.
Gambar 10.4. Berlindung di bawah meja dan berpegangan kuat pada kaki meja ketika
terjadi gempabumi (atas) dan bersandar pada dinding sebelah dalam
(bawah) (Sumber: Jonathan, Upaya Riksa, 2009).
178
10.2. Ketika Gempabumi
Walaupun terjadi gempabumi bumi dan situasi buruk hendaklah
masing‐masing kita tetap tenang, hati‐hati, dan jangan panik. Getaran
akan terasa beberapa saat. Selama jangka waktu itu, kita harus
mengupayakan keselamatan diri kita dan keluarga kita. Berlindunglah
di tempat yang paling aman. Tetap waspada, hindari reruntuhan dan
retakan bangunan. Jika sempat, berlari ke luar rumah atau gedung
apabila masih dapat dilakukan melalui tangga darurat.
Jika berada dalam bangunan lindungi kepala dan badan kita dari
reruntuhan bangunan. Kemudian mencari tempat yang paling aman
dari reruntuhan goncangan seperti di bawah meja, di sudut ruangan
yang kuat, bersandar pada dinding sebelah dalam atau di bawah kusen.
Jika kita tidak memiliki meja, lindungi kepala kita dengan bantal, tas,
buku, atau benda‐benda aman terdekat kita.
Gambar 10.5. Melindungi kepala ketika bergegas namun tetap diusahakan tertib dan
tidak berdesakan keluar dari gedung (Sumber: Gunawan, 2007).
179
Gambar 10.6. Tips keluar lewat tangga darurat. (1) Tetap berpegangan pada tangga
ketika turun, (2) Jangan berlari, dan (3) Untuk wanita lepaskan sepatu
berhak tinggi demi menghindari terpeleset jatuh (Sumber: Jonathan,
Upaya Riksa, 2009).
Apabila berada di pusat keramaian seperti mall, bioskop,
apartemen, hotel, dan lainnya, jangan menyebabkan kepanikan atau
korban dari kepanikan. Ikuti semua petunjuk dari pegawai atau satpam.
Jangan menggunakan lift saat terjadi gempabumi atau kebakaran. Jika
kita merasakan getaran gempabumi saat berada di dalam lift, maka
tekanlah semua tombol. Ketika lift berhenti, keluarlah, lihat
keamanannya dan mengungsilah. Jika kita terjebak dalam lift, hubungi
manajer gedung dengan menggunakan interphone jika tersedia.
180
Akan tetapi apabila berada di luar bangunan atau area terbuka,
hindari bangunan yang ada di sekitar kita seperti gedung, tiang listrik,
pohon. Perhatikan tempat kita berpijak, hindari apabila terjadi rekahan
tanah. Lindungi kepala kita dan hindari benda‐benda berbahaya. Di
daerah perkantoran atau kawasan industri, bahaya bisa muncul dari
jatuhnya kaca‐kaca dan papan‐papan reklame. Lindungi kepala kita
dengan menggunakan tangan, tas, atau apapun yang kita bawa.
Jika kita sedang mengendarai mobil segera keluar, turun, dan
menjauh dari mobil. Hindari jika terjadi rekahan tanah atau kebakaran.
Untuk penduduk atau wisatawan yang sedang berada di pantai, jauhi
pantai menuju ke tempat yang lebih tinggi untuk menghindari
terjadinya tsunami. Sedangkan di daerah pegunungan, apabila terjadi
gempabumi hindari daerah yang mungkin terjadi longsoran.
10.3. Sesudah Gempabumi
Apabila berada di dalam bangunan, segera keluar dengan tertib.
Jangan menggunakan tangga berjalan atau lift, gunakan tangga biasa.
Periksa apakah ada yang terluka, lakukan pertolongan medis sementara.
Telepon atau mintakan pertolongan apabila terjadi luka parah pada kita
atau sekitar kita. Lakukan evakuasi korban secepat mungkin.
Periksa lingkungan sekitar kita bila terjadi kebakaran, kebocoran gas,
arus pendek, aliran dan pipa air serta hal‐hal yang dapat membahayakan
lainnya. Jangan masuk ke dalam atau mendekati bangunan yang sudah rusak
terkena gempa karena kemungkinan sewaktu‐waktu dapat runtuh akibat
gempabumi susulan kecuali sudah mendapat rekomendasi dari tim ahli
gempabumi dan bangunan sipil. Menyimak informasi mengenai gempabumi
susulan dari media cetak maupun media elektronik.
Evakuasi, tempat‐tempat pengungsian biasanya telah diatur oleh
pemerintah daerah. Pengungsian perlu dilakukan jika kebakaran
meluas akibat gempabumi. Pada prinsipnya, evakuasi dilakukan dengan
berjalan kaki di bawah kawalan petugas polisi atau instansi
pemerintah. Bawalah barang‐barang secukupnya.
181
Gambar 10.7. Berkumpul di lapangan terbuka menjauh dari reruntuhan bangunan
(bawah) (Sumber: Jonathan, Upaya Riksa, 2009).
Dengarkan informasi, saat gempabumi besar terjadi, masyarakat
terpukul kejiwaannya. Untuk mencegah kepanikan, penting sekali
setiap orang bersikap tenang dan bertindaklah sesuai dengan informasi
yang benar. Kita dapat memperoleh informasi yang benar dari pihak
berwenang, polisi, atau petugas pemerintah daerah setempat. Jangan
bertindak karena informasi orang yang tidak jelas.
10.4. Pendidikan Kesiapsiagaan
Hal yang tidak kalah penting artinya adalah pendidikan dan
kesiapsiagaan masyarakat dalam menghadapi bahaya tsunami sebagai
salah satu komponen dari tiga komponen integral Ina TEWS.
182
Gambar 10.8. Permainan Table Top pada saat pembelajaran evakuasi pelatihan tsunami
(Sumber: BMKG, 2007.)
Informasi warning tsunami yang diterima oleh institusi perantara
seperti Pemda serta institusi terkait lainnya harus sampai ke
masyarakat dan masyarakat dapat menindak lanjuti warning tersebut
dengan upaya evakuasi. Untuk itu, diperlukan upaya pendidikan dan
kesiapsiagaan masyarakat yang tinggal di daerah rawan tsunami.
Institusi yang terlibat dalam rangka pendidikan kebencanaan
tsunami Indonesia baik dari dalam negeri maupun internasional antara
lain: Ristek, LIPI, BMKG, Universitas, PMI, Pemda, LSM, Unesco, GTZ,
dan lain‐lain.
Contoh konkrit adalah ikut mengamankan peralatan deteksi
bencana yang ada di wilayahnya, menyiapkan peta resiko tsunami
beserta skenario penyelamatan, menyiapkan tempat evakuasi beserta
peta pencapaiannya, memasang rambu‐rambu petunjuk/arah evakuasi,
183
membangun pusat krisis/pusat komando, melakukan latihan‐latihan
evakuasi tsunami (tsunami‐drill) secara berkala, membangun sirine,
membangun atau menentukan gedung penyelamat (escape
building/tsunami shelter), memasukkan pertimbangan kebencanaan
dalam penyusunan tata‐ruang dan memasukkan pendidikan
kebencanaan dalam muatan lokal kurikulum sekolah.
Salah satu implementasi untuk menguji kesiapan Ina TEWS
adalah dengan melakukan tsunami drill setiap tanggal 26 Desember.
Tsunami drill pertama dilakukan di Padang tanggal 26 Desember 2005,
di Bali 26 Desember 2006, di Banten 26 Desember 2007, dan tahun
2009 akan dilakukan bersamaan di beberapa tempat antara lain Aceh
dan Gorontalo. Tsunami drill berjalan dengan baik dan mendapat
sambutan positif dari Pemda serta masyarakat.
Gambar 10.9. Tentara dan tim SAR serta masyarakat turut serta mengikuti pelatihan
tsunami (Sumber: BMKG, 2007).
184
11
TSUNAMI
Gambar 11.1. Tsunami Aceh 2004 memporakporandakan Pantai Ulhelhe Banda Aceh
(Sumber: Internet Mosque).
185
stilah tsunami murni berasal dari kosakata bahasa Jepang
I
(Hiragana), yaitu Tsu
yang berarti gelombang dan Nami yang berarti pelabuhan atau bandar,
sehingga tsunami dapat didefinisikan sebagai gelombang pelabuhan. Pengertian
lain bahwa tsunami adalah gelombang besar yang terjadi ketika bagian lantai
samudera berubah akibat letusan gunung berapi, longsoran bawah laut,
atau gempabumi bumi bawah laut.
11.1. Sejarah Tsunami di Dunia
Tsunami sering terjadi di sekeliling samudera Pasifik, seperti di
Amerika Selatan, Amerika Tengah, Alaska, Aleutian, Kamchatka, Kuril,
Mediterania, Karibia, Jepang, dan wilayah Indonesia. Jepang kerap
dilanda bencana gempabumi dan tsunami akibat keadaan geografis
yang terletak pada pertemuan lempeng‐lempeng tektonik yang
kompleks. Literatur kuno zaman pemerintahan Tokugawa Shogun
banyak memberikan informasi rinci terhadap kejadian tsunami yang
pernah melanda negeri Sakura ini.
Gambar 11.2. Tsunami Sanriku tahun 1896 dalam lukisan Jepang (Sumber: Satake, 2006).
Selain Jepang, negara lain pun banyak yang terkena bencana tsunami
ini, termasuk Indonesia dengan Tsunami Sumatera 2004 yang menelan
korban hampir 300.000 orang. Rekor run‐up tsunami raksasa adalah tsunami
Lituya Bay Alaska 1958 dengan ketinggian tsunami tercatat
186
mencapai 520 m yang menghancurkan ekosistem dan vegetasi lereng
perbukitan pegunungan St. Elias (Dudley, 1998).
Tsunami Chile 1960 tidak hanya menimbulkan gempabumi
terbesar selama abad ke‐20 (magnitudo Mw 9,5), juga menimbulkan
rekor tsunami jarak terjauh (far field tsunami) yang mampu mencapai
Hawaii dan Jepang masing‐masing dalam hitungan 15 jam dan 23 jam
dari waktu asalnya di daerah sumber tsunami. Momentum ini tercatat
sebagai peringatan gawar dini tsunami skala internasional. Rekor
genangan (inundation) air laut terjauh mencapai 40 km dari pinggir
pantai diraih oleh Tsunami Papua Nugini 1998.
Di masa lampau Indonesia juga pernah "menyumbang" bencana
tsunami terparah sedunia selama abad ke‐20 akibat letusan Gunung
Krakatau 27 Agustus 1883 dengan ketinggian gelombang tsunami
diperkirakan 41 meter dan korban tewas sebanyak 34.417 jiwa
(Verbeek, 1886). Rambatan penjalaran gelombang tsunami dari Selat
Sunda tercatat sampai ke marigram alat pencatat pasang‐surut air laut
(tide gauge) di San Fransisco, Honolulu, Georgia, dan Panama. Berikut
katalog kejadian tsunami terhebat di dunia yang telah memakan
kematian lebih dari 1.000 orang berdasarkan data Profesor Shuto.
11.2. Sejarah Tsunami di Indonesia
Di Indonesia sejak tahun 1801‐2006 tercatat 164 kejadian tsunami.
Berikut kejadian tsunami berdampak merusak di wilayah Indonesia: Flores
1992, Banyuwangi 1994, Biak 1996, Banda Aceh 2004, Pangandaran 2006,
dan Bengkulu 2007. Katalog Tsunami NOOA yang mulai tahun 416‐ 2006
mencatat beberapa gempabumi bumi besar dan tsunami.
Tsunami Aceh 26 Desember 2004 menjadi bencana dunia terbesar
selama dua dekade terakhir abad ini dengan jumlah korban ditaksir
300.000 orang meninggal dunia. Efek kerusakan akibat gelombang
tsunami berimbas sangat luas sampai ke negara Malaysia, Thailand,
Myanmar, India, Srilanka, Maldives, dan Somalia di pesisir timur benua
Afrika, bahkan benua Amerika (Gambar 11.4). Dengan kekuatan
187
magnitudo 9,1 Skala Richter kejadian itu tercatat sebagai gempabumi
terbesar kelima di dunia sepanjang sejarah pengukuran seismograf
serta perulangan kembali peristiwa gempabumi besar di perairan
Padang hingga Bengkulu sejak 150 tahun silam (tahun 1861 magnitudo
8,5 dan tahun 1833 magnitudo 8,9).
Tabel 11.1. Korban Tsunami Terbesar di Dunia (Sumber: Shuto)
Tahun
1741
1755
1711
1783
1792
1815
1854
1854
1856
1868
1883
1906
1922
1933
1944
1946
1960
1976
1992
1998
2004
Tsunami
Oshima Oshima
Lisbon
Yaeyama
Barumi
Unzen Shimahara
Bali
Ansei Tonankai
Ansei Nankai
Sulawesi Utara
Chili
Krakatau
Chili
Chili
Showa Sanriku
Showa Nankai
Showa Tonankai
Chili
Mindanao
Flores
Papua Nugini
Sumatera
Negara
Jepang
Portugis
Jepang
Itali
Jepang
Indonesia
Jepang
Jepang
Indonesia
Chili
Indonesia
Chili
Chili
Jepang
Jepang
Jepang
Chili
Filifina
Indonesia
Papua Nugini
Indonesia
Meninggal
2.000
62.000
9.200
1.500
15.000
10.300
~ 2.000
~ 3.000
3.000
25.000
36.000
3.800
1.000
3.064
1.223
1.330
5.700
8.000
1.713
> 2.300
>280.000
Di Banda Aceh, ketinggian gelombang muka air laut saat tsunami
mencapai daratan (run‐up height) terukur setinggi 20 meter, genangan
atau rayapan air laut (inundation) bisa menghempas daratan sejauh 8
km jauhnya dari pinggir pantai. Sedangkan di Meulaboh, NAD sebagai
daerah terdekat lagi berhadapan dengan pusat sesar gempabumi
188
(episenter) run‐up mencapai 49 meter. Para seismolog membuat
perkiraan total jarak sesar segmen sesar gempabumi raksasa Tsunami
Sumatera 2004 sebagai hasil beradunya lempeng‐lempeng tektonik
Indo‐ Australia, adalah sejauh 1.200 km dengan lebar 300 km, menerus
dari koordinat geografis perairan Pulau Simeuleu NAD hingga ke utara,
Kepulauan Andaman (Yagi, 2005).
Gambar 11.3. Distribusi gempabumi bumi besar dan tsunami sepanjang sejarah
Indonesia mulai tahun 1629 sampai 2006 (Data: NOAA, 2006).
Gambar 11.4. Perambatan gelombang Tsunami Aceh Sumatera 2004 mencapai
perairan negara‐negara di kawasan Asia, Afrika, Amerika Selatan,
Australia, dan Kutub Selatan (Sumber: Satake, 2005, Gambar: Titov
et.al, 2005).
189
11.3. Karakteristik
Tsunami bisa diakibatkan oleh gempa. Gempabumi itu sendiri
penyebabnya bisa terjadi oleh tiga faktor, yaitu: akibat pergerakan
lempeng tektonik (gempabumi tektonik), akibat aktivitas gunung berapi
(gempabumi vulkanik), dan akibat ledakan (gempabumi runtuhan).
Dengan adanya perubahan (dislokasi) struktur batuan akibat gempabumi
pada lantai samudera secara mendadak, hal ini dapat mempengaruhi
kolom air di atasnya sampai ke permukaan laut. Perubahan muka air laut
ini yang selanjutnya dapat menimbulkan gelombang tsunami.
Meski demikian gempabumi bumi tsunami (earthquakegenic
tsunami) akan terjadi bila beberapa persyaratan lingkungan
pendukungnya terpenuhi, antara lain: (1) Lokasi pusat gempabumi
(episenter) berada di laut, (2) Kedalaman pusat gempabumi (hiposenter)
relatif dangkal kedalaman kurang dari 60 km dari dasar laut (seabed), (3)
magnitudo lebih besar dari 6,5 SR, (4) Mekanisme sesar gempabumi
bertipe sesar gempabumi vertikal naik (reverse fault) atau vertikal turun
(normal fault) yang menimbulkan pergeseran dasar laut, (5) Terjadi di
zona subduksi lempeng tektonik, (6) Bentuk muka pantai landai.
Gelombang tsunami berbeda dengan gelombang laut.
Gelombang tsunami ditimbulkan oleh gaya impulsif yang bersifat
insidentil dan tidak kontinu. Gelombang laut yang diakibatkan
hembusan angin dan pengaruh pasang‐surut air laut biasa hanya
berkisar belasan sentimeter hingga satu meter tingginya dari rata‐rata
muka air laut. Gelombang tsunami ketinggiannya bisa mencapai
puluhan bahkan ratusan meter. Periode gelombang tsunami antara
10‐60 menit dengan panjang gelombangnya bisa mencapai 50‐200 km.
Gelombang pasang bisa berlangsung lebih lama 12‐24 jam dengan
panjang gelombang mencapai puluhan atau ratusan meter.
Cepat rambat gelombang tsunami sangat tergantung pada
kedalaman laut, contohnya tsunami di laut dalam berkecepatan dahsyat
bagai pesawat jet mencapai 400‐1000 km/jam. Panjang gelombang
190
tsunami ditentukan oleh kekuatan gempa, sebagai contoh gempabumi
tsunami dengan kekuatan magnitudo 7 Skala Richter panjang
gelombang tsunami berkisar 20‐50 km dengan tinggi gelombang 2 m
dari permukaan laut. Pada kedalaman laut 5.000 m kecepatan tsunami
800 km/jam, kedalaman 10 m kecepatannya 36 km/jam dan sampai di
daratan pantai mencapai 25 km/jam. Berkurangnya kecepatan tsunami
adalah berbanding terbalik dengan tinggi amplitude gelombang
tsunami (run up) yang kian bertambah memasuki daratan pantai.
Gambar 11.5. Karakteristik tsunami dari pusat, tengah, hingga mencapai pantai
(Sumber: Shuto, 2006).
Di tengah lautan, tinggi gelombang tsunami hanya sekitar 5
meter, namun ketika mencapai pantai tinggi gelombangnya bisa
sampai puluhan meter karena terjadi penumpukan massa air. Tsunami
akan merayap jauh masuk ke daratan dengan jangkauan 500 meter
dari garis pantai. Dengan kecepatan terendah tsunami masih sanggup
menjebol infrastruktur jalan, tiang listrik, jembatan, perumahan,
perhotelan, dan gedung kontruksi kuat.
Gelombang balik tsunami (run‐down) bisa berbahaya juga dengan
kemampuannya menyeret surut segala sesuatu kembali ke laut. Tubuh‐
tubuh yang selamat terombang‐ambing selama beberapa hari di lautan
lepas, dan orang‐orang yang disinyalir hilang sebagian besar dipastikan
191
mati tenggelam tak berbekas. Tsunami begitu perkasa menggerakkan
seluruh kolom air beserta butiran pasir dari dasar laut hingga ke
permukaan dan pesisir pantai. Seluruhnya tersuspensi hingga
mengubah warna air laut yang asalnya biru menjadi hitam pekat
dengan disertai perubahan komposisi kimia.
11.4. Skala Kekuatan
Ukuran kekuatan tsunami atau magnitudo tsunami terbagi dalam
beberapa tingkatan berdasarkan jumlah serta kerusakan sarana
kehidupan. Imamura (1949) dan Iida (1958) membuat skala magnitudo
tsunami seperti yang tersaji pada Tabel 11.2.
Tabel 11.2. Skala Magnitudo Tsunami Imamura ‐ Iida (1958)
Magnitudo Tsunami Tinggi Tsunami
(m)
(m)
‐1
< 0,5
0
1
1
2
3
4
2
4–6
10 ‐ 30
> 30
KERUSAKAN
‐ Tidak ada
‐ Sangat sedikit
‐ Beberapa rumah di pantai
rusak,
kapal terdampar kepantai
‐ Kerusakan dan korban di
daerah
tertentu dekat pantai
‐ Kerusakan sampai sejauh 400 meter
dari garis pantai.
‐ Kerusakan sampai sejauh 500 meter
dari garis pantai.
Harga magnitudo tsunami didapatkan melalui persamaan berikut:
m = log2 h (11‐1) dimana, m adalah magnitudo tsunami, h adalah
ketinggian tsunami.
Skala Imamura‐Iida mirip dengan skala intensitas gempabumi,
pemakaian skala ini lebih cocok terutama untuk tsunami yang telah lama
terjadi (historis data) dimana alat pencatat belum ada. Adapun skala
192
intensitas tsunami dibuat oleh Soloview (1970) sebagai berikut:
(11‐2)
dimana t adalah intensitas tsunami, h adalah ketinggian rata‐rata
tsunami.
Selanjutnya Abe (1979, 1981, 1989) membuat skala magnitudo
dari penelitian beberapa gempabumi pembangkit tsunami:
(11‐3) dimana Mt adalah magnitudo
tsunami, H adalah amplitudo maksimum dari ukuran tinggi air pasang
(meter), C adalah nilai koefisien faktor jarak antara sumber dan titik
pantai.
Untuk regional (100 km < <3.500 km) menjadi:
(11‐4) dimana adalah jarak sumber
tsunami dengan pantai dalam ukuran kilometer. Diperoleh untuk
tsunami gempabumi Chili tahun 1960 harga m = 4,5 dan Mt 9,4 serta
Alaska 1964 harga m = 5 dan Mt = 9,1.
11.5. Hidrodinamika
Pada prinsipnya tsunami mempunyai energi yang stabil dan
kontinyu untuk melakukan pergerakan momentum ke segala arah, tidak
hanya di permukaan saja namun juga berfriksi terus sampai ke bawah
permukaan air (bottom friction). Untuk kasus lokal tsunami dimana jarak
sumber tsunami dengan lokasi pantai cukup dekat sehingga berlaku
pergerakan rambat gelombang non linear. Berikut ini adalah beberapa
persamaan dasar (governing equation) Teori Hidrodinamika perambatan
gelombang tsunami dalam ukuran 2 dimensi berdasarkan Teori
Kedalaman Air Dangkal (Shallow Water Theory).
1. Persamaan Kontinuitas (continuity equation)
(11‐5)
193
dimana,
adalah water discharge/flux dalam arah x
adalah water discharge/flux dalam arah y,
v, v adalah kecepatan horizontal partikel air dalam arah x,
u,u adalah kecepatan horizontal partikel air dalam arah y,
2. Persamaan Momentum Gradien Tekanan (pressure gradient)
(11‐6)
3. Persamaan Momentum Gesekan Dasar Laut (bottom friction)
(11‐7)
dimana,
adalah konveksi air non linear,
adalah gradien tekanan air dalam arah x,
adalah gradien tekanan air dalam arah y,
adalah gesekan bawah dasar air,
dimana
D = total kedalaman
air, h = kedalaman air,
= ketinggian air dari permukaan
g = percepatan gravitasi,
n = koefisien Kekasaran
Manning, t = waktu.
Rambatan gelombang tsunami merupakan gelombang panjang
(long wave theory) sebanding dengan akar kedalaman laut dan gravitasi
194
bumi. Pada kedalaman laut 7.000 m, tsunami bisa merambat sejauh
282 km dengan kecepatan rambat mencapai 943 km/jam. Persamaan
kecepatan rambat tsunami sebagai berikut:
(11‐8)
dimana c kecepatan rambat tsunami, g percepatan gravitasi, h
kedalaman laut. Sedangkan besarnya energi tsunami ditentukan oleh
ketinggian dan luasan kerak bumi pada sumber gempa.
(11‐9)
dimana E(t) energi tsunami, densitas atau massa jenis air laut, h
ketinggian tsunami, A luas crustal displacement.
11.6. Teori Elastisitas Okada
Area sumber tsunami dianggap mengikuti bidang deformasi sesar
gempabumi di dasar laut berdasarkan Teori Elastisitas Okada. Dalam
penampang rekaan sumber tsunami perubahan awal muka air laut
mengikuti pola gerakan bidang sesar gempabumi karena panjang
gelombang dasar samudera lebih besar daripada kedalaman diatasnya.
Prinsip ini diberikan pada model numerik tsunami sebagai nilai rekaan
dari perambatan gelombang tsunami.
Gambar 11.6. (Kanan) Pergerakan deformasi kerak samudera di dasar laut
berdasarkan Teori Elastisitas Okada (1985). (Kiri) Bentuk pergerakan
sumber tsunami di dasar laut mengikuti deformasi bidang sesar
gempabumi (Sumber: Satake, JMA, 2006).
195
Walaupun pergeseran deformasi dasar samudera terjadi sesaat
dan hanya beberapa meter, namun berefek besar terhadap perubahan
volume muka air laut secara luas dikarenakan panjang gelombang laut
lebih panjang dibanding kedalamannya. Jika dasar laut terangkat maka
akan menimbulkan kenaikan seluruh muka air laut tepat di atasnya,
dan bila rubuh maka laut akan tertarik ke kedalaman air.
11.7. Scalling Law
Untuk mendesain model numerik tsunami perlu ditentukan
parameter bidang sesar gempabumi (sudut dip, slip, strike, panjang,
dan lebar sesar gempa) untuk menghitung setting rekaan (initial
condition) untuk perambatan gelombang tsunami. Dalam pemodelan
arah strike dihitung paralel dengan arah memanjang sesar gempabumi
subduksi. Sudut dip memakai asumsi kemiringan. Untuk menentukan
ukuran sesar gempabumi (panjang, lebar) dan jarak slip
(dislocation/rake) bidang sesar gempabumi digunakan Metode Scalling
Law dari input magnitudo momen (Mw).
(11‐10)
(11‐11)
(11‐12)
dimana L panjang sesar gempabumi (km), W lebar sesar gempabumi
(km), U jarak slip (cm), Mw magnitudo input.
11.8. Tide Gauge
Perubahan muka air laut karena pengaruh gaya tarik bulan dan
matahari, tiupan angin, temperatur air laut, tekanan udara, dan arus
lautan termasuk dalam rangkaian pengukuran pasang surut air laut
(tidal observation) menggunakan alat tide gauge.
Tide gauge bisa juga dimanfaatkan antara lain untuk monitoring
gelombang badai dan tsunami, mendeteksi variasi gelombang jauh muka
air laut dalam hubungannya dengan perubahan lingkungan global, dan
196
mendeteksi perubahan vertikal kerak bumi (crustal movement) untuk
preventif bencana.
Gambar 11.7. Skema sensor tide gauge (atas) dan lokasi di pantai Benoa Indonesia
(Sumber: NOAA, 2007).
Stasiun pasang surut dilengkapi dengan suatu sumur dimana air
laut hanya mengalir ke dalamnya melalui pipa kecil (aquaduct)
sehingga ketinggian air di permukaan sumur sama dengan di
permukaan laut. Pelampung alat tide gauge selalu mengapung di atas
air sumur. Pada titik tertentu dijadikan acuan penentuan batas akhir
ketinggian air sumur berdasarkan ketinggian datum konstan.
197
Prasyarat didirikannya tide station, antara lain: letak stasiun
menghadap ke laut terbuka, dan jauh dari sungai besar, dasar pondasi
rumah terbuat dari batu keras (bedrock) atau batu gunung, tidak
terakumulasi oleh pasir dan lumpur, gelombang laut tidak tinggi,
mudah terkoneksi ke jaringan pengamatan muka laut.
Record pasang surut (marigram) sudah dilakukan secara otomatis
langsung dikirim oleh transmitter tide gauge kepada kantor pusat
nasional atau internasional melalui jaringan telepon atau on‐line
satelite. Beberapa stasiun di Indonesia yang dikelola oleh
BAKOSURTANAL telah menjadi bagian daripada sistem jaringan tidal
station global. BMKG sebagai lembaga kegempaan di Indonesia cukup
berkepentingan dalam penerimaan observasi tide gauge ini untuk
keperluan koreksi peringatan dini tsunami. Pemerintah Jepang telah
menkombinasikan tipe stasiun pasang surut float gauge atau acoustic
gauge dengan jenis pressure tsunami gauge. Hal ini bertujuan untuk
mengantisipasi datangnya tsunami besar yang memungkinkan
merendam seluruh bangunan stasiun tide gauge.
11.9. DART Buoy
DART (Deep‐ocean Assesment and Reporting of Tsunamis) atau
Tsunameter alat pengukur gelombang tsunami yang ditempatkan dengan
jangkar (anchor) di dasar laut di sekitar sumber gempabumi sehingga
mempunyai kemampuan sensitivitas mengukur perubahan tinggi muka air
laut di lantai samudera dan mendeteksi secara otomatis apabila terjadi
tsunami. Seperti halnya tide gauge buoy, perannya dalam TEWS sebagai
korektor observasi sebenarnya di area tsunami saat dikeluarkannya
peringatan dini tsunami. Selain manfaat di atas DART buoy mempunyai
kegunaan lain, yaitu sebagai sensor meteorologi di Indonesia.
Tsunameter dilengkapi dengan CPU, battery controller, tiltmeter,
dan hard disk yang tahan sebagai backup system selama 48 bulan. Data
dikirim melalui gelombang akustik Bi‐directional ke pelampung (buoy) di
permukaan air. Walaupun terapung Buoy diikat dengan rantai anchor
hingga ke dasar laut agar tidak menghilang terbawa ombak. Selanjutnya
198
data dikirim melalui komunikasi satelit ke kantor pusat TEWS. Seluruh
arsip data, meta data, dan informasi dunia tersimpan di NOAA .
Gambar 11.8. Rekaman ketinggian tsunami pada stasiun Tide Gauge Padang pada
Gempabumi Bengkulu 12 September 2007 M>7,9 SR. Ketinggian
tsunami yang tercatat hanya 50 cm (Sumber: BMKG, NOAA, 2007).
11.10. Pemodelan Tsunami
Pemodelan tsunami atas dasar kalkulasi numerik cukup bermanfaat
untuk menjelaskan dan memberi solusi ilmiah terhadap berbagai
permasalahan teknik kasus‐kasus tsunami di lapangan. Waktu kedatangan
tsunami (arrival time) yang berkisaran puluhan menit pasca kejadian
gempabumi masih memberikan peluang bagi para seismolog untuk
199
memperkirakan waktu penjalaran (propagation) tsunami mencapai
pantai dalam hal penentuan kebijakan mitigasi.
Gambar 11.9. Rancangan DART Buoy (Sumber: NOAA, IOTWC)
Apabila terjadi gempabumi tsunami di suatu daerah, sistem
melakukan interpolasi data aktual dengan data pemodelan sehingga akan
didapatkan output berupa prakiraan waktu jalar dan tiba tsunami serta
ketinggian tsunami mencapai pantai. Peringatan tsunami yang berisi
output prakiraan tsunami bisa disampaikan melalui media elektronik dan
200
lembaga pemerintahan yang
masyarakat di daerah tersebut.
berhubungan
langsung
dengan
Software pemodelan tsunami, di antaranya: WinITDB, AWI,
AVINAMI, TURMINA, NAMIDANCE, TUNAMI, TTT, dan lain sebagainya.
Profesor Imamura, peneliti senior tsunami, mulai tahun 2006
mengembangkan software berbasiskan Fortran TUNAMI‐N2 (Tohuku
University's Numerical Analysis Model for Investigation of Tsunami,
No‐2) dan diterapkan oleh JMA (Japan Meteorological Agency) untuk
mendukung pemodelan tsunami TEWS Jepang.
Gambar 11.10. Hasil pemodelan tsunami menggunakan TUNAMI‐N2 untuk
tsunami Bengkulu 1833 (Sumber: Pribadi, 2007)
kasus
TUNAMI‐N2 dapat menghitung maksimum ketinggian tsunami serta
waktu tiba gelombang mencapai titik pengamatan lokasi pantai. TTT
(Tsunami Travel Time) dikembangkan oleh perusahaan Geoware GMT
sebagai software grafis dan pemetaan berbasis LINUX tapi dapat pula
201
dijalankan pada program WINDOWS. Untuk menghitung waktu tiba
tsunami, TTT menggunakan Prinsip Huygens di setiap koordinat lintang
dan bujur dari titik‐titik bathimetri. Persamaan waktu jalar tsunami
(travel time) sebagai berikut :
(11‐13)
(11‐14)
(11‐15)
dimana T waktu jalar, a koefisien jarak, =h/y fungsi kedalaman (h) dan
jarak pada sumbu y, sudut antar titik jalar. (xi-1, yi-1) dan (xi, yi) koefisien
jarak antara titik asal jalar (starting point) dan titik tiba (arriving point).
Akhirnya, persamaan waktu jalar (T) dari sumber tsunami
(tsunami source) menuju titik pengamatan pantai (outpoint) :
(11‐16)
11.11. Bathimetri
Pemodelan tsunami memerlukan beberapa parameter input
seperti koordinat lokasi sumber, kedalaman sumber, magnitudo
sumber, koordinat dan kedalaman bathimetri lokasi pantai yang
diperkirakan terkena dampak tsunami, serta setting software
pemodelan tsunami meliputi durasi model, batas area, data bathimetri.
Situs oseanografi dunia GEBCO NOAA (The General of Bathymetry
Chart of the Oceans) dengan alamat www.ngdc.nooa.gov/mgg/gebco
menyediakan data bathimetri untuk seluruh wilayah perairan di dunia
dengan interval ruang 1.850 m untuk setiap 1 arc grid menit.
Sebenarnya untuk mendapatkan hasil yang akurat, masih diperlukan
lagi interval grid yang lebih rapat lagi. Jepang dan Amerika sudah
mempunyai data mendetail bathimetri dengan interval kurang dari 500 m
untuk seluruh wilayahnya. Beberapa produk bathimetri lainnya seperti
ETOPO, dan SRTM (Shuttle Radar Topography Mission) menyediakan
202
berbagai luasan grid interval bathimetri diantaranya; 1 menit (1,7 km x
1,7 km), 2 menit (3,4 km x 3,4 km), 5 menit (8,5 km x 8,5 km), dan (17,0
km x 17,0 km). Selain memuat data bathimetri, tersedia juga data
ketinggian daratan (topografi).
Gambar 11.11. Surveyor tsunami sedang mengukur ketinggian tsunami melalui jejak
ranting patah pada pohon pasca tsunami Sumatera 2004 (Sumber:
Walrus, 2004).
11.12. Survey Tsunami
Survei lapangan pasca tsunami dimaksudkan untuk mengidentifikasi
tanda‐tanda penyebaran rambatan tsunami (inundation) dan menentukan
distribusi ketinggian tsunami (run‐up height) sepanjang pinggiran pantai
melalui penemuan bukti‐bukti genangan (watermarks) dan indikator
lainnya. Dengan menentukan tanda‐tanda inundation dan
203
pemodelan deformasi lantai samudera, akan memudahkan prediksi
inundasi di masa datang akibat zona sesar seismik berikutnya baik
pada lokasi yang sama atau pun berbeda.
Pencariannya harus dilaksanakan sesegera mungkin karena
keberadaanya sering hanya sekejap, mudah terhapus, dan hilang oleh
sapuan gelombang laut atau pembangunan kembali daerah bencana.
Saksi mata biasanya segera berpindah atau direlokasi ke tempat yang
lebih aman, dan kadang‐kadang menjadi tak ramah sebulan berikutnya
untuk diajak berdiskusi menceritakan kembali pengalaman pahit
mereka yang pernah mereka alami.
Umumnya survey utama dilaksanakan dalam waktu kurang dari 2
minggu dari saat kejadian. Peralatan yang digunakan antara lain: laser
distance meter, automatic level, dan handrable untuk pengukuran jejak
ketinggian tsunami, GPS untuk menentukan posisi daerah, mistar
pengukur ketinggian, kamera untuk dokumentasi bukti‐bukti tsunami.
Gambar 11.12. Fasilitas perlindungan tsunami di Jepang; 1) Water Breakers, 2) Electric
Water Gates, 3) Sea Wall (Sumber : Pribadi, 2006).
204
11.13. Fasilitas Perlindungan
Di daerah‐daerah rawan bencana tsunami seperti pemukiman
padat penduduk, dan lokasi wisata, pemerintah perlu segera
mengupayakan fasilitas mitigasi meliputi: alarm tanda bahaya, rute
evakuasi vertikal, dan peta bencana (hazard map) berisi petunjuk jalan
menuju tempat perlindungan (shelter) serta fasilitas gawat darurat.
Papan peringatan tanda bahaya tsunami dan rute evakuasi sebaiknya
ditempel di lokasi‐ lokasi yang mudah terlihat umum contohnya di
tiang listrik, baliho, dan dekat rambu lalu lintas. Keterangannya harus
jelas, mudah dimengerti, tidak menimbulkan perasaan was‐was, dan
ditambah bahasa internasional dan bahasa daerah setempat.
Gambar 11.13. Peta rawan dan evakuasi tsunami Kota Padang yang dilengkapi
dengan daerah ketinggian genangan (inundation) dan tempat‐tempat
aman evakuasi (Sumber: Ina‐TEWS, 2007).
205
Perlindungan sarana‐sarana umum seperti rumah sakit, shelter,
gudang penyimpanan makanan dan fasilitas vital pemerintahan perlu
ditempatkan di daerah yang benar‐benar aman. Sirine tanda bahaya
dari alarm tsunami di lokasi pantai bisa diteruskan ke alat tanda
tradisional seperti kentongan, bedug, dan pengeras suara di rumah
ibadah. Mobil dan motor patroli perlu dikerahkan untuk memobilisasi
penduduk ke lokasi penampungan sementara.
Di pinggir pantai perlu dibangun dinding penghalang (tidal
barrier) atau seawall. Ketinggian breakwater dan seawall harus
disesuaikan minimal setengahnya daripada yang pernah dan
diperkirakan terjadi. Diupayakan pembuatan tanggul penghalang (dyke)
beberapa lapis sebelum tsunami mencapai lokasi pemukiman. Selain
itu, antara daerah bebas pantai dengan pemukiman perlu dibatasi
pepohonan tinggi berakar serabut kuat untuk melindungi
rumah‐rumah dari terjangan langsung tsunami.
Gambar 11.14. Fasilitas perlindungan tsunami berupa shelter dengan tangga berundak
(Sumber: Ina‐TEWS, BMKG, 2007).
Tanggul bisa berstatus permanen atau temporer, misalnya metode
"buka‐tutup" seperti pada pintu‐pintu air irigasi muara sungai Numazu
206
berjenis electric water gates dengan ukuran terbesar berketinggian
hampir 10 m. Fungsinya untuk mencegah terjadinya upstreaming
gelombang tsunami masuk muara sungai yang berakibat genangan
tsunami merayap jauh menimbulkan banjir bandang dadakan di
bantalan‐bantalan sungai.
Fasilitas lainnya seperti pembuatan tangga berundak menuju
daerah pedataran tinggi perbukitan yang berdekatan dengan pantai,
mempermudah penduduk untuk segera mencapai shelter
penampungan sementara. Kawasan pemukiman pantai nelayan dan
pariwisata harus ditata ulang dengan membangun bangunan
bertingkat dimana bagian bawah (dasar) sengaja dikosongkan untuk
melewatkan hempasan gelombang tsunami.
Gambar 11.15. Tata ruang daerah pantai rawan bencana tsunami Kota Padang
dengan memanfaatkan fungsi hutan pantai untuk meredam tsunami
(Sumber: Ina‐TEWS, BMKG, 2007).
207
11.14. Hutan Mangrove
Alternatif lain yang murah, ramah lingkungan, dan cocok
diterapkan di Indonesia adalah penghijauan kembali hutan pantai dan
hutan mangrove (greenbelt). Riset membuktikan bahwa mangrove
terbukti efektif untuk meredam tsunami (Latief, 2000; Utomo, 2003;
BPPT, 2004; Widjo Kongko, 2004).
Gambar 11.16. Tata ruang daerah pantai rawan bencana tsunami untuk kota nelayan
(Sumber: Pribadi, 2006).
Pepohonan dan semak belukar berjasa menyelamatkan tubuh
manusia hingga bertahan hidup atau setidaknya jasadnya masih bisa
ditemukan karena tersangkut di dahan. Seorang turis asing berhasil
selamat karena berpegangan pada batang pohon saat Tsunami 2004
melanda kawasan wisata Phuket Thailand.
Berdasarkan penelitian Harada‐Imamura (2003) didapatkan hasil
bahwa semakin tebal hutan pantai maka tingkat peredaman tsunami kian
208
tinggi, arus dan gaya hidrolis kian melemah. Untuk gelombang tsunami
setinggi 3 meter yang menerjang hutan pantai selebar 50 meter, maka
jangkauan run‐up yang masuk ke daratan tinggal 81%. Jika lebar
hutannya 400 meter dihantam tsunami berketinggian 3 meter, maka
jangkauan run‐ up tinggal 57%, tinggi genangan setelah melewati hutan
pantai tinggal 24%, dan gaya hidrolik setelah melewati hutan pantai
hanya tersisa 1%. Hutan pantai selain untuk meredam terjangan
gelombang tsunami juga menahan benda‐benda atau puing‐puing yang
akan dihanyutkan ke pantai (Subandono‐Budiman, 2006).
209
12
INA ‐ TEWS
Gambar 12.1. Logo Ina‐TEWS (Sumber: BMKG, 2009).
211
P
eringatan dini menjadi sedemikian penting demi mengurangi
dampak
gempabumi bumi dan tsunami. Dengan informasi yang akurat dan cepat
masyarakat menjadi tahu terhadap bahaya yang terjadi dan kemungkinan resiko
berikutnya. Situasi pun
menjadi lebih terkendali.
Berbeda halnya dengan gempabumi kedatangan tsunami masih
bisa diprediksi. Dikarenakan adanya selisih waktu tiba gelombang
tsunami mencapai daratan pantai, maka masyarakat sekitar ketika
mendengar peringatan melalui sirine, alat telekomunikasi, atau alat
bunyi tradisional lainnya bisa segera menyelamatkan diri.
12.1. Sistem Integral
Perangkat sistem operasional mitigasi gempabumi dan tsunami
berupa sistem peringatan dini gempabumi tsunami atau akrab dengan
istilah Ina‐TEWS (Indonesian Tsunami Earthquake Early Warning
System). Sistem ini telah beroperasi sejak tahun 2005 atas kolaborasi
beberapa intitusi dalam negeri (BMKG, RISTEK, LIPI, BPPT,
BAKOSURTANAL, ITB) dengan dukungan beberapa perangkat sistem
pengolah data seismic (SeiscomP Jerman, CEA Cina, LIBRA Canada,
JISNET Jepang, Amerika, dan CTBTO PBB). Ina‐TEWS diresmikan oleh
Presiden RI, Susilo Bambang Yudhoyono, di kantor pusat BMKG
Kemayoran Jakarta pada tanggal 11 November 2009.
Ina‐TEWS mengacu pada segitiga integral peringatan tsunami yang
dipunyai ITIC Hawaii, Amerika. Kita mengacu pada 3 fungsi utama, yaitu:
1. Komponen Teknis Operasional yang berperan dalam hal monitoring,
proses data, analisis, dan penyebaran informasi peringatan serta
pengarahan. Institusi yang terlibat adalah BMKG, BAKOSURTANAL,
BPPT, DJSM, LIPI, dan KOMINFO.
2. Komponen Mitigasi, Rehabilitasi, dan Tanggap Darurat (Emergency
Response) terrdiri dari BAKORNAS, Departemen Kesehatan, Hankam,
Pendidikan, Kesra, Kepolisian, Dalam Negeri, dan Pemda. Tugasnya
212
adalah memberikan perlindungan, mitigasi, pendidikan bencana,
penguatan komunitas rawan bencana, kesiapsiagaan, pembangunan
shelter, peta evakuasi, persiapan logistik, training, dan sebagainya.
3. Komponen Penanggulangan dan Penguatan Ketahanan Struktur dan
Infra‐Struktur (Assessment/Capacity Building). Terdiri dari RISTEK,
LIPI, ITB, BPPT, dan BMKG. Bertugas memberikan data historis untuk
kepentingan riset dan pembangunan dalam perkiraan bencana.
Gambar 12.2. Komponen integral Ina‐TEWS (Sumber: BMKG, 2009)
12.2. Monitoring
Ada beberapa komponen sistem integrasi TEWS di antaranya:
metode seismik, pengamatan gelombang dan muka laut, dan perubahan
geodinamika bumi. Dari ketiganya, pengukuran metode seismograf
dipandang paling efektif berperan meredusir bahaya tsunami dikarenakan
kecepatan gelombang gempabumi melalui lapisan tanah adalah paling
213
tinggi 8 km/detik atau 28.800 km/jam melebihi kecepatan maksimum
tsunami 1.000 km/jam melintasi lautan. Jaringan seismograf yang
melingkupi pusat gempabumi terus dievaluasi demi mendapatkan hasil
terbaik parameter gempa.
Gambar 12.3. Sistem monitoring tsunami Ina‐TEWS (Sumber: LIPI).
Peringatan dini tsunami BMKG, masih berbasis pada determinasi
magnitudo gempabumi (hypocenter determination). Alarm tsunami akan
otomatis menyala apabila sistem analisa gempabumi mendeteksi
gempabumi skala besar bermagnitudo di atas 6,5 SR, berlokasi di laut
pada kedalaman permukaan dasar laut kurang dari 60 km dari dasarnya.
Selanjutnya keputusan peringatan tsunami dikeluarkan melalui
sistem diseminasi informasi dan disampaikan kepada pejabat
pemerintah pusat dan daerah bencana gempabumi tsunami, instansi
terkait, media massa, dan masyarakat pengguna informasi gempa.
214
Gambar 12.4. Dart Buoy (Sumber: BPPT, 2009).
Gambar 12.5. Diseminasi Five in One (Sumber: BMKG, 2009).
215
12.3. Alur Informasi
Informasi disampaikan melalui Sistem RANET 5 in 1 dalam bentuk
alarm, peta, sms, faksimili, dan website. Koreksi data dan informasi
terus menerus dilakukan secara simultan diantaranya dengan
menggunakan hubungan telekomunikasi telepon interlokal serta data
online observasi alat pasang surut air laut (tide gauge).
Sebelum dikeluarkan alarm peringatan tersebut, diperlukan pula
suatu pengujian oleh sistem database pemodelan tsunami sehingga
dapat dikoreksi apakah gempabumi tersebut berpotensi menimbulkan
tsunami atau tidak. Database tsunami yang memuat file‐file berisi
koordinat titik luar pantai (forecast point) dan titik dalam pantai
(coastal point), koordinat sumber lokasi, data kedalaman pantai, hasil
pemodelan tsunami dengan variasi magnitudo, lokasi kedalaman,
ketinggian tsunami, dan waktu tiba tsunami.
Gambar 12.6. Alur informasi Ina‐TEWS (Sumber: BMKG, 2009).
216
Hasil akhir peringatan dini tsunami berupa teks informasi yang
terdiri dari: lokasi pantai yang terkena dampak tsunami, prediksi waktu
tiba tsunami, dan ketinggian tsunami. Kriteria peringatan bahaya
tsunami ditentukan berdasarkan ketinggian tsunami antara lain: Mayor
Tsunami (h > 2 m), Tsunami (1 h 2), Minor Tsunami (0,5 < h < 1 m), dan
Advisory (h < 0,5).
12.4. DSS
BMKG dengan DLR Jerman mulai tahun 2006 membangun Decision
Support System (DSS), yaitu suatu sistem pendukung untuk membuat
keputusan dikeluarkannya peringatan dini tsunami Ina‐TEWS. Keputusan
tersebut dibuat berdasarkan data observasi dan perhitungan seismik,
observasi tide gauge, buoys, GPS, ocean bottom unit, earth observation,
serta basis data simulasi tsunami dan model analisisnya.
DSS Revisi 1.1 dinamakan DSS GUI (Graphic User Interface) yang
berbasiskan gambar grafis untuk merepresentasikan data secara
geografis. Latar belakang didirikannya DSS dikarenakan efek
pembangkit tsunami dari sumber subduksi busur Sunda sepanjang
pantai luar Sumatera, Jawa, Bali, dan Nusa Tenggara adalah sangat
singkat bertempo 20‐30 menit setelah terjadinya gempabumi.
Kondisi demikian menyebabkan petugas merasa kesulitan dalam
pengambilan keputusan dan tindakan untuk pemberian peringatan dini
tsunami. Sedangkan peringatan potensi tsunami harus dikeluarkan
cepat dan tepat dalam waktu yang singkat (5 menit).
Untuk mencapai misi itulah DSS dibangun untuk membantu
petugas dalam pengambilan keputusan peringatan dini tsunami secara
cepat dan tepat. Keistimewaan DSS GUI antara lain: cakupan area
gempabumi meliputi seluruh wilayah Indonesia dan Samudera India
dan Samudera Pasifik. Parameter input DSS dapat juga terhubung
secara online ke SeiscomP3 sehingga gempabumi mulai magnitudo
M>4 akan segera dimunculkan dalam layar DSS Situation Perspective.
217
Simulasi tsunami dipicu oleh input parameter gempabumi
SeiscomP3. Jumlahnya mencapai 823 skenario simulasi dengan variasi
magnitudo, kedalaman, dan parameter bidang sesar. Selang waktu
kompilasi simulasi tsunami dari sistem repository DSS cukup singkat hanya
10 detik, dan bisa terus ter‐update mengikuti updating parameter gempa.
DSS juga menampilkan situasi gempa, observasi sensor, prakiraan
simulasi dan rincian peringatan tsunami dalam 4 layar monitor
sekaligus. Dengan tampilan data rinci dan detail dalam bentuk peta,
grafik, dan statistik, pengambilan keputusan akan mudah dipahami dan
atraktif sehingga operator dapat mempermudah dalam pengambilan
keputusan/ warning.
Gambar 12.7. Tampilan produk DSS yang sedang dibangun oleh
pihak Jerman bekerjasama dengan Ina‐TEWS (Sumber: DLR, GFZ,
2007).
218
DSS menampilkan perkiraan peringatan dini tsunami spesifik
berupa: lokasi pantai, ketinggian tsunami (estimated wave
height/EWH), waktu tiba (estimated tsunami arrival/ETA), level
peringatan (warning level), lokasi pantai potensi tsunami dengan
perkiraan detail (warning segment) meliputi 125 kabupaten, serta
memberikan kesempatan pada COOD untuk merubah level peringatan
berdasarkan perasaan (intuitive) dan wawasan resiko kebencanaan
(risk perspective) dengan mengubah beberapa icon bar.
Gambar 12.8. Ruangan operasional Ina‐TEWS (Sumber: Pribadi, 2009).
Peringatan tsunami yang diterima di daerah kemudian diteruskan
ke seluruh sirine tsunami. Jumlah sirine yang sudah terpasang
sebanyak 44 unit tersebar di Aceh, Padang, dan Bali. Sesekali
digunakan untuk peringatan tsunami drill .
219
Gambar 12.9. Sirine peringatan tsunami dipasang dan sesekali digunakan untuk
peringatan tsunami drill di Bali (Sumber: BMKG, 2009).
220
DAFTAR PUSTAKA
Atwater, B. F. et al., The Orphan Tsunami of 1700, United States
Geological Survey & University of Washington Press, 2005.
Afnimar, Seismologi, Penerbit ITB, 2009.
Bath, M., Introduction to Seismology, Willey & Sons, Inc., ISBN‐
13:9780470991282, 1978.
Bolt, B. A., Earthquake Fifth Edition, W.H. Freeman and Company, New
York, USA, 2006.
Budiarta, Analisis Resiko Gempa Untuk Mitigasi Bencana Daerah Bali,
Skripsi, Universitas Indonesia, Jakarta, 2006.
Coburn, A., Spence, R., Earthquake Protection Second Edition, Willey
Publishing, USA, 2002.
Dudley, C. W., Tsunami (Second Edition), Universitas Hawaii Press, ERI,
Univ of Tokyo Japan, Earthquake Prediction Researches in Japan,
Coordinating Committee of Earthquake and Volcanic Eruption
Prediction Researchers, 2006.
Esteva L., Geology and probability in the assessment of seismic risk,
Proc. at the 2nd International Association of Engineering
Geologist, Sao Paolo, p.14. 1974.
Geller, R., Introduction to Seismology, IISEE, BRI, Japan, 2006.
Hurukawa, N., Practical Analyses of Local Earthquakes, IISEE, BRI,
Tsukuba, Japan, 2007.
221
IASPEI, Editor Bormann, P., New Manual of Seismological Observatory
Practice (NMSOP), Postdam, Germany, 2002.
Ibrahim, G. dan Subardjo, Buku Gempabumi, Penerbit BMKG, 2001.
Kanamori, H., 1977, The energy release in great earthquake, J. Geophys.
Res., 82, 2981‐2987.
Ken, Structure of Earth Interior, IISEE, BRI, Tsukuba, Japan, 2006.
Tsukuba, Japan, 2007.
Kompas, Bencana Gempa dan Tsunami, Penerbit Kompas, Jakarta,
Maret 2005.
Latief, H. et al., Tsunami Assesment Around The Sunda Strait, Intil.
Seminar on Tsunami in Memoriam 120 yrs of Krakatau Eruption,
2003.
Lay, T. dan Wallace, T.C., Modern Global Seismology, Academic Press,
USA, 1995.
Honolulu, 1998.
Murjaya, J., dan Ibrahim, G., Peta Percepatan Tanah Indonesia, BMKG,
1998.
Plastino, et al., Radon Groundwater Anomalies Realted to Umbria‐
Marche September 26, 1997 Earthquake, Geofisica Internacional,
Roma, Italy, 2002.
Pribadi, S., A Prototype of Tsunami Data Base for Bengkulu Tsunami
1833, Master Thesis, IISEE, Tsukuba, Japan, 2007.
Pribadi, Indonesian Tsunami Early Warning System for Disaster
Mitigation, International Symposium, Riyadh, 2009.
Pribadi dkk, Laporan Umum Studi Pendahuluan Deteksi Precursor
Gempabumi Sumatera Barat 2009, Tim Precursor BMKG, 2009.
Pribadi, S., Pemodelan Tsunami untuk Peringatan Dini BMKG, Buletin
BMKG, BMKG, Jakarta, 2008.
222
Pribadi, S., Survey Gempabumi Tsunami Pangandaran 2006, BMKG,
2006.
Puspito, N., dan Triyoso, W., Seismologi I ‐ Praktikum Geofisika, ITB, 1997.
Schneider, et al., Animal Perception of SeismicPhenomena, University
of Natural Resources, Vienna, Austria.
Spence,W., S.A. Sipkin, G.L.Choy, Earthquakes and Volcanoes Volume
21, Number 1, 1989.
Stein, S., and Wysenssion, M., An Introduction to Seismology,
Earthquake, and Earth Structure, Black Well Publ., USA, 2003.
Subandono dan Budiman, Tsunami (second version), Penerbit Buku
Ilmiah Populer, Bogor, Januari 2006.
Laporan & Presentasi
Abdullah, C. I., dan Asikin, S., Kuliah Kendali Struktur, Teknik Geologi,
FIKM ITB ,Bandung, 2006.
Astiz, L., dan Stewart, R., Seismic Technology in the International
Monitoring System, CTBTO, Technical Training Program, Austria,
2008.
Atsushi, F., Disaster Prevention for Port, Institute for Transport Policy
Study, Presentation for IISEE Lecture, Kobe, Japan, 2006.
BMKG, Laporan Gempabumi Melonguane 2009, BMKG, Jakarta, 2009.
BMKG, Laporan Gempabumi Mentawai 2009, BMKG, Jakarta, 2009.
BMKG, Laporan Gempabumi Tasikmalaya 8 September 2009, BMKG,
Jakarta, 2009.
BMKG, Survey Gempabumi (Tasikmalaya) Selatan Jawa Barat 3‐6
September 2009, BMKG, Jakarta, 2009.
BMKG‐REINDO, Peta Rawan Bencana Gempabumi, 2005.
223
Furumura, T., Theory of Seismic Wave, IISEE, BRI, Japan 2006.
Gunawan, T., Pengetahuan Bencana, HMD, BMKG, 2009.
Geller, R., Structure of Earth Interior, Introduction to Seismology,
Source: Prof. Ed Garnero, Arizona State University
http://garnero.asu.edu/ IISEE, BRI, Tsukuba, Japan, 2006.
Iwasaki, T., Crust and Upper Mantle Structure‐Controlled Source
Seismology, ERI, Tokyo University, IISEE, 2006.
Jonathan, Upaya Riksa, Emergency and Preparedness Response, 2009.
Kato, K., Introduction to Strong Motion and Seismic Hazard, Kajima
Corporation, Presentation for IISEE Lecture, Japan, 2006.
Kato, et al., Earthquake Prediction, Presentation for IISEE Lecture,
Tsukuba, Japan, 2006.
Nurdiyanto, B. et al., Studi Precursor Sumatera Barat Dengan Metode
Magnit Bumi BMKG, 2009.
Okazaki, K., Flood Fighting in Japan, GRIPS, 2007.
Prasetyo, B., Instrumen Seismograph, Training SOP‐TEWS, BMKG, 2008.
Pribadi, S., Prediksi Gempa Tokai Jepang ‐ Translasi, BMKG, 2009.
Puspito, N., Struktur Interior Bumi Berdasarkan Data Gempa, Sains
Kebumian, ITB, 2009.
Puspito, N., Zona Subduksi, Sains Kebumian, ITB, 2009.
Rohadi, S., Pergerakan Tektonik, Presentasi Kuliah ITB, 2009.
Sagiya, T., Crustal Deformation, Nagoya University, Presentation for
IISEE, BRI, Tsukuba, Japan 2004.
Satake, K., Earthquake and Tsunami, Geological Survey of Japan, AIST,
IISEE, BRI, Tsukuba, Japan 2006.
Shuto, N., Introduction of Tsunami Disaster Mitigation, IISEE, Tsukuba,
Japan 2006.
224
Subakti, H., Indonesia Action Plan (presentation), Presentation at IISEE,
BMKG, 2007.
Sudrajat, A., Kebencanaan Geologi, BMKG, 2009.
Sudrajat et al., Studi Precursor Sumatera Barat Dengan Metode
Seismik, BMKG, 2009.
Toda, Earthquake Prediction, IISEE, Japan, 2006.
Tsuji, Hydrodynamic of Tsunami, Uni Tokyo, IISEE, Japan, 2007.
Yagi, Y., Source Mechanism, IISEE, Japan, 2007.
Yagi, Y., Source Mechanism, University of Tsukuba, Japan, 2009.
Yagi, Y., Moment Tensor, University of Tsukuba, Japan, 2009.
Yokoi, Introduction to Seismology, IISEE, Japan, 2007.
Yokoi, Seismograph, IISEE, Japan, 2007.
‐‐‐‐‐‐, Geodinamika, Teknik Geologi, FIKM ITB ,Bandung, 2006.
‐‐‐‐‐‐, Perkembangan Terbaru Prediksi Gempabumi, Internet.
‐‐‐‐‐‐, Surface Wave, IISEE, Tsukuba, Japan, 2007.
‐‐‐‐‐‐, Tsunami Force and Tsunami Resistant Structure, PARI,
Presentation for IISEE, Yokohama, Japan, March 2007.
‐‐‐‐‐‐‐, Tsunami Measure of Numazu Port, Numazu Public Works Office
Japan, November 2006
Web Pages
BOSTON
http://www.boston.com
DETIK
http://www.detik.com
225
GARNERO, EARTH INTERIOR
http://garnero.asu.edu/
HARFIANTO
http://orangmiskin.wordpress.com/ranah‐minang‐menangis.
INTERACTIVE GMT
http://www.i‐gmt.com
KEDAHSYATAN TSUNAMI
http://www.beritaiptek.com/kedahsyatan_tsunami
LAFAYETTE
http://ww2.lafayette.edu/~malincol/Geol120/earthquaketopics
NN
http://pks‐online.com/dpd_langsa
POS METRO
http://www.posmetro.com
REINDO ASURANSI
http://www.reindo.co.id
STLOE
http://stloe.most.go.th
TILTMETER
http://www_geo_uni‐bonn_de‐members‐fabian‐nyalesund‐
zylindersand_jpg.htm
UNIK
http://unic77.blogspot.com
WIKIPEDIA,
http://wikipedia.org
226
BIOGRAFI PENULIS
Drs. Sunarjo, M.Sc dilahirkan di Kediri tanggal 1
Maret 1953, dari ayah bernama Mulyono dan Ibu
Sadiyah yang keduanya berasal dari Kediri. Masa
kecil dari sekolah dasar sampai dengan sekolah
menengah atas dihabiskan di Kediri, lulus Sekolah
Menengah Atas Negeri 2 Kediri tahun 1971. Setelah
setahun menganggur, diterima menjadi mahasiswa
Akademi Meteorologi dan Geofisika (AMG) Jakarta
tahun 1973, sejak saat itu tinggal di Jakarta.
Lulus dari AMG ditempatkan dan menjadi pegawai di Sub Bagian
Gravitasi dan Tanda Waktu, Pusat Meteorologi dan Geofisika (PMG)
yang saat itu berada di bawah Departemen Perhubungan. Sejak saat
itu mulai mengenal masalah hisab dan rukyat, ikut melaksanakan
rukyat, namun belum pernah melihat hilal dan diminta mendampingi
pimpinan dalam sidang Ishbat di Departemen Agama.
Tahun 1979 dipindah ke Denpasar menjadi pegawai pada Stasiun
Geofisika Denpasar, baru satu tahun bekerja di Stasiun Geofisika
Denpasar, mendapat tawaran untuk mengikuti kuliah di Universitas
Indonesia. Setelah melalui berbagai test, pada pertengahan 1980
akhirnya diterima menjadi Mahasiswa Jurusan Fisika Fakultas
Matematika dan Ilmu Pengetahuan Alam, Universitas Indonesia.
Pada awal menjadi mahasiswa ketemu jodohnya, yaitu Siti Asiyah,
yang sampai dengan saat ini masih menjadi istrinya dan diberi karunia 3
227
orang putri dan satu putra, Oktina Fitrianti (lahir tahun 1981), Feizal Avisenna
(1983), Rizky Amalia Pratiwi (1986) dan Annisa Adib Gifari (1995).
Pada tahun 1983 lulus dan kembali bekerja di Sub Bidang
Gravitasi dan Tanda Waktu, belum genap setahun bekerja di Jakarta
dipindah ke Ambon, Maluku menjadi Kepala Stasiun Geofisika Ambon.
Setelah bekerja di Ambon selama 3 tahun, kembali diberi kesempatan
untuk sekolah lagi dan diterima menjadi mahasiswa program S2 Pasca
Sarjana di Universitas Gadjah Mada (UGM) Yogyakarta yang
diselesaikannya dalam waktu kurang dari 2 tahun. Tesis yang
dikerjakan mengenai seismologi yang mendapat bimbingan Dr.
Wolfgang Brustle dan Prof. Mugiyono (alm). Lulus dari UGM tahun
1989, kembali ditempatkan di Jakarta, mulai lagi menjadi staf dan baru
diangkat menjadi Kepala Sub Bidang Seismologi pada awal tahun 1991.
Setelah itu, berbagai jabatan baik di Kantor Pusat maupun di daerah
(Kepala Balai Meteorologi dan Geofisika wilayah IV Makassar)
dilaluinya dan pada Mei 2009 dilantik menjadi Deputi Instrumentasi,
Kalibrasi, Rekayasa dan Jaringan Komunikasi pada Badan Meteorologi
Klimatologi dan Geofisika yang dijabatnya sampai dengan saat ini.
Disela‐sela kesibukannya menjadi pejabat di BMKG, masih
meluangkan waktunya untuk mengajar dan membimbing mahasiswa di
almameternya, yaitu di AMG dan beberapa tahun lalu di Universitas
Indonesia. Aktivitas lainnya mengikuti berbagai seminar, workshop,
lokakarya dan pertemuan baik di dalam maupun luar negeri dengan
berbagai topik yang terkait dengan tugas pokok dan fungsi BMKG.
228
Drs. MOH. TAUFIK GUNAWAN, Dipl SEIS
Drs. Mohamad Taufik Gunawan, Dipl. SEIS lahir di
Bandung 16 September 1960. Mempunyai seorang
istri bernama Dwi Koriyanti dan tiga orang anak
masing‐masing: Nadya Tarina Ardhany, Muhammad
Fahmi Nugraha, dan Mutiara Aini. Dari sekolah dasar
sampai sekolah menengah atas dijalani di Bandung.
Pada tahun 1980 mendapat kesempatan pendidikan ikatan dinas
Observator Geofisika pada Balai Pendidikan dan Pelatihan
Meteorologi dan Geofisika di Jakarta sampai
tahun 1981. Tahun 1982 ditugaskan sebagai pegawai Stasiun Geofisika
Ambon sampai tahun 1985.
Tahun 1985 sampai 1987 mengikuti pendidikan Akademi
Meteorologi dan Geofisika (AMG). Lulus dari AMG kemudian
ditempatkan sebagai pegawai Balai Meteorologi dan Geofisika Wilayah
II, Ciputat Banten. Sejak itu, berbagai pendidikan telah dilaluinya.
Tahun 1994 lulus sebagai Sarjana Fisika dari Fakultas Matematika dan
Ilmu Pengetahuan Alam. Tahun 1997 melanjutkan pendidikan di
International Institute of Seismology and Earthquake Engineering
(IISEE) jurusan Seismologi di Tsukuba, Jepang dan lulus tahun 1998.
Sejak tahun 1997 dipindahtugaskan ke Kantor Pusat Badan
Meteorologi dan Geofisika (BMG) sebagai staf di Bidang Geofisika. Tahun
2004 diangkat sebagai Kepala Sub Bidang Mitigasi Gempabumi sampai
dengan tahun 2008. Tahun 2008 sampai dengan 2009 dipindahtugaskan
sebagai Kepala Sub Bidang Informasi Dini Gempabumi. Tahun 2009 sampai
dengan sekarang mendapat promosi sebagai Kepala Stasiun Geofisika Klas
I Padang Panjang, Sumatera Barat.
Aktivitas lain selain menjalani tugas pokok sebagai pegawai
BMKG, juga aktif menulis masalah gempabumi, aktif mengikuti
seminar/ workshop baik skala nasional maupun internasional dan aktif
sebagai pembimbing dalam penyusunan tugas akhir mahasiswa dari
berbagai perguruan tinggi negeri maupun swasta.
229
Sugeng Pribadi, ST., MSc. lahir di Banjarmasin, 15
Juni 1976. Profesi yang sedang digeluti sebagai
peneliti gempabumi di BMKG, Jakarta. Setelah tamat
dari SMAN 11 Bandung, tahun 1994 penulis
langsung melanjutkan ke Akademi Meteorologi dan
Geofisika Jakarta (dulu BPLMG). Berbarengan
dengan waktu wisuda penulis sudah masuk ke
Jurusan Teknik Geologi Universitas Padjadjaran dan
lulus sarjana tahun 2001.
Kesempatan melanjutkan pendidikan didapatkan tahun 2006 di
IISEE (International Institute of Seismology Earthquake Engineering)
Tsukuba, Jepang sekaligus mendapatkan gelar Master Degree di bidang
Tsunami Mitigation dari GRIPS (National Graduate Institute for Policy
Studies). Sekarang sedang menempuh program Doktor di bidang
Seismologi di Institut Teknologi Bandung.
Pengalaman sebagai pembicara pada International Symposium of
Disaster Mitigation di Riyadh, 2009, dan International Seminar of
Earthquake Precursor di Bukittinggi, 2009.
230
Download
Random flashcards
hardi

0 Cards oauth2_google_0810629b-edb6-401f-b28c-674c45d34d87

Rekening Agen Resmi De Nature Indonesia

9 Cards denaturerumahsehat

Nomor Rekening Asli Agen De Nature Indonesia

2 Cards denaturerumahsehat

Tarbiyah

2 Cards oauth2_google_3524bbcd-25bd-4334-b775-0f11ad568091

Create flashcards