BAB I PENDAHULUAN 1. Ruang Lingkup Dan Sejarah Seismologi Seismologi pada mulanya merupakan ilmu yang mempelajari tentang gempabumi ( seismos = gempabumi ), tetapi karena perkembangan dari pengetahuan dan teknologi seismologi telah tumbuh menjadi sangat luas dengan bertambahnya beberapa cabang lain, maka definisi dari Seismologi adalah ilmu yang mempelajari gempabumi dan getaran tanah lainnya. Studi tentang gempabumi itu sendiri tetap menjadi inti dari ilmu seismologi. Pada saat terjadi gempabumi, dari sumbernya akan memancar gelombang elastik yang menjalar ke segala arah melalui badan dan permukaan bumi, dan bertolak dari sini dapat diketahui keadaan fisik di dalam bumi. Cabang seismologi selain yang khusus mempelajari tentang gempa bumi antara lain adalah seismologi teknik (earthquake engineering), seismologi prospecting, seismologi nuklir, seismologi forcasting. Seismologi sendiri merupakan cabang dari Solid earth physics yang merupakan cabang ilmu geofisika. Sedang geofisika sendiri merupakan cabang dari geosains. Untuk jelasnya posisi seismologi dari anak cabang geofisika dapat dilihat pada skema berikut: Seperti halnya geofisika, aktivitas yang terkait dengan seismologi meliputi kegiatan kegiatan pengamatan, eksperimen dan penelitian di laboratorium serta penelitian secara teoritis. 1 Obyek Penelitian bidang seismologi adalah bagian dalam bumi sedangkan pengamatannya dilakukan di permukaan, sehingga sering mengalami kendala, dimana hasil interpretasinya antara peneliti yang satu dengan yang lain sering berbeda. Hal ini karena disamping penelitian tidak pada obyeknya langsung, tetapi juga menggunakan asumsi-asumsi yang berbeda. Untuk menghasilkan interpretasi yang lebih akurat penelitian seismologi harus seiring dengan penelitian geofisika yang lain seperti, geomagnit, geolistrik, dan gravitasi. Disamping itu yang lebih utama adalah eksperimen dan penelitian yang dilakukan di laboratorium dan juga analisis teoritis yang didukung dengan ilmu penunjang yang lain seperti fisika, matematika, statistik dan geologi. Seismologi menjadi ilmu pengetahuan sendiri sejak permulaan abad 20, tetapi dasar teorinya seperti teori elastisitas telah berkembang sejak pertengahan abad 19 oleh Cauchy dan Poisson. Sedang pengamatan gempabumi dengan akibatakibatnya telah dimulai sejak permulaan jaman sejarah, terutama di tempat gempabumi tersebut sering terjadi dan mengganggu kepentingan manusia. Alat pengamat gempa pertama dalam bentuk yang sangat sederhana dibuat di Cina pada abad pertama yang disebut dengan seismoscope. Sedangkan di Indonesia pengamatan gempabumi secara instrumental dilakukan pertama kali pada tahun 1898 dengan seismograf Ewing yang dioperasikan oleh pemerintah Belanda, kemudian pada tahun 1908 dipasang seismograf Wichert yang sampai saat ini masih terawat dengan baik dan berada di Stasiun Geofisika Jakarta. Alat ini menggunakan sistem pendulum dimana berat pendulumnya sendiri sekitar satu ton. 2. Gempabumi Setiap tahun planet bumi digoyang oleh lebih dari 10 gempa bumi besar yang membunuh ribuan manusia, merusak bangunan dan infra struktur serta menjadi bencana alam yang menimbulkan dampak negatif terhadap perekonomian dan sosial pada daerah di sekitar yang diakibatkannya. Pada masyarakat tradisional dan awam gempabumi disebabkan oleh bermacam-macam hal sesuai dengan kepercayaan masyarakat setempat. Sebagian masyarakat Jawa tradisional mempercayai bahwa gempa bumi disebabkan karena suatu mahluk besar yang membebani bumi sedang bergerak. Masyarakat Jepang kuno mempercayai gempabumi disebabkan oleh semacam ikan lele (cat fish) yang sedang bergerak, dan banyak kepercayaan lain yang disebabkan karena hal-hal yang misterius. Lalu apa yang sebenarnya menyebabkan terjadi gempabumi ? Jawabannya ada pada teori pergerakan lempeng tektonik. 2 Menurut teori tektonik lempeng, bagian luar bumi merupakan kulit yang tersusun oleh lempeng-lempeng tektonik yang saling bergerak. Di bagian atas disebut lapisan litosfir merupakan bagian kerak bumi yang tersusun dari material yang kaku. Lapisan ini mempunyai ketebalan sampai 80 km di daratan dan sekitar 15 km di bawah samudra. Lapisan di bawahnya disebut astenosfir yang berbentuk padat dan materinya dapat bergerak karena perbedaan tekanan. Litosfir adalah suatu lapisan kulit bumi yang kaku, lapisan ini mengapung di atas astenosfir. Litosfir bukan merupakan satu kesatuan tetapi terpisah-pisah dalam beberapa lempeng yang masing-masing bergerak dengan arah dan kecepatan yang berbeda-beda. Pergerakan tersebut disebabkan oleh adanya arus konveksi yang terjadi di dalam bumi. Bila dua buah lempeng bertumbukan maka pada daerah batas antara dua lempeng akan terjadi tegangan. Salah satu lempeng akan menyusup ke bawah lempeng yang lain, masuk ke bawah lapisan astenosfir. Pada umumnya lempeng samudra akan menyusup ke bawah lempeng benua, hal ini disebabkan lempeng samudra mempunyai densitas yang lebih besar dibandingkan dengan lempeng benua. Apabila tegangan tersebut telah sedemikian besar sehingga melampaui kekuatan kulit bumi, maka akan terjadi patahan pada kulit bumi tersebut di daerah terlemah. Kulit bumi yang patah tersebut akan melepaskan energi atau tegangan sebagian atau seluruhnya untuk kembali ke keadaan semula. Peristiwa pelepasan energi ini disebut gempabumi. Gempabumi terjadi di sepanjang batas atau berasosiasi dengan batas pertemuan lempeng tektonik. Pada kenyataannya pergerakan relatif dari lempeng berjalan sangat lambat, hampir sama dengan kecepatan pertumbuahan kuku manusia (0-20 cm pertahun). Hal ini menimbulkan adanya friksi pada pertemuan lempeng, yang mengakibatkan energi terakumulasi sebelum terjadinya gempa bumi. Kekuatan gempa bumi bervariasi dari tempat ke tempat sejalan dengan perubahan waktu. Batas lempeng tektonik dapat dibedakan atas tiga bentuk utama, konvergen, divergen, dan sesar mendatar. Bentuk yang lainnya merupakan kombinasi dari tiga bentuk batas lempeng ini. Pada bentuk konvergen lempeng yang satu relatif bergerak menyusup di bawah lempeng yang lain. Zona tumbukan ini diindikasikan dengan adanya palung 3 laut (trench), dan sering disebut juga dengan zona subduksi atau zona WadatiBenioff. Zona penunjaman ini menyusup sampai kedalaman 700 km dibawah permukaan bumi di lapisan astenosfir. Bentuk konvergen berasosiasi terhadap sumber gempa dalam dan juga gunung api. Pada bentuk divergen kedua lempeng saling menjauh sehingga selalu terbentuk material baru dari dalam bumi yang menyebabkan munculnya pegunungan di dasar laut yang disebut punggung tengah samudra (mid oceanic ridge). Sedang pada tipe jenis sesar mendatar kedua lempeng saling bergerak mendatar. Sketsa jenis pertemuan lempeng tektonik dapat dilihat pada gambar berikut. Gambar1.1: Sketsa jenis pertemuan lempeng tektonik Akibat pergerakan lempeng tektonik, maka di sekitar perbatasan lempeng akan terjadi akumulasi energi yang disebabkan baik karena tekanan, regangan ataupun gesekan. Energi yang terakumulasi ini jika melewati batas kemampuan atau ketahanan batuan akan menyebabkan patahnya lapisan batuan tersebut. Jadi gempa bumi tidak lain merupakan manifestasi dari getaran lapisan batuan yang patah yang energinya menjalar melalui badan dan permukaan bumi berupa gelombang seismik. Energi yang dilepaskan pada saat terjadinya patahan tersebut dapat berupa energi deformasi, energi gelombang dan lain-lain. Energi deformasi ini dapat terlihat pada perubahan bentuk sesudah terjadinya patahan, misalnya pergeseran. Sedang energi gelombang menjalar melalui 4 medium elastis yang dilewatinya dan dapat dirasakan sangat kuat di daerah terjadinya gempabumi tersebut . Pusat patahan didalam bumi dimana gempabumi terjadi disebut fokus atau hiposenter, sedang proyeksi fokus yang berada di permukaan bumi disebut episenter. Gempabumi selain terjadi pada perbatasan lempeng juga terjadi pada patahanpatahan lokal yang pada dasarnya merupakan akibat dari pergerakan lempeng juga. Gempabumi yang terjadi di sekitar perbatasan lempeng biasa disebut gempa interplate, sedang yang terjadi pada patahan lokal yang berada pada satu lempeng disebut gempa intraplate. Karena bentuk pertemuan lempeng ada tiga macam, dengan demikian gempa interplate juga bisa terjadi tiga macam, yaitu: o Gempa bumi yang terjadi di sepanjang sistem rift dimana lempeng samudra terbentuk. o Gempa bumi yang terjadi di sepanjang sistem subduksi dimana lempeng samudra menyusup di bawah lempeng kontinen. o Gempa bumi yang terjadi di sepanjang patahan transform atau sesar geser dimana pertemuan lempeng tektonik saling menggeser secara horizontal. Di Indonesia gempabumi interplate banyak terjadi di laut dengan kedalaman dangkal dan yang terjadi di daratan kedalaman fokusnya menengah sampai dalam dan bisa mencapai kedalaman 700 km. Sedangkan gempabumi intraplate di Indonesia mempunyai kedalaman sumber gempa relatif dangkal dan bisa terjadi di darat dan laut. Gempabumi yang besar selalu menimbulkan deretan gempa susulan yang biasa disebut dengan aftershocks. Kekuatan aftershock selalu lebih kecil dari gempa utama dan waktu berhentinya aftershock bisa mencapai mingguan sampai bulanan tergantung letak, jenis dan besarnya magnitude gempa utama. 2.1. Jenis Gempabumi Gempabumi yang merupakan fenomena alam yang bersifat merusak dan menimbulkan bencana dapat digolongkan menjadi empat jenis, yaitu: a. Gempabumi Vulkanik ( Gunung Api ) Gempa bumi ini terjadi akibat adanya aktivitas magma, yang biasa terjadi sebelum gunung api meletus. Apabila keaktifannya semakin tinggi maka akan menyebabkan timbulnya ledakan yang juga akan menimbulkan 5 terjadinya gempabumi. Gempabumi tersebut hanya terasa di sekitar gunung api tersebut. b. Gempabumi Tektonik Gempabumi ini disebabkan oleh adanya aktivitas tektonik, yaitu pergeseran lempeng lempeng tektonik secara mendadak yang mempunyai kekuatan dari yang sangat kecil hingga yang sangat besar. Gempabumi ini banyak menimbulkan kerusakan atau bencana alam di bumi, getaran gempa bumi yang kuat mampu menjalar keseluruh bagian bumi. c. Gempabumi Runtuhan Gempabumi ini biasanya terjadi pada daerah kapur ataupun pada daerah pertambangan, gempabumi ini jarang terjadi dan bersifat lokal. d. Gempabumi Buatan Gempa bumi buatan adalah gempa bumi yang disebabkan oleh aktivitas dari manusia, seperti peledakan dinamit, nuklir atau palu yang dipukulkan ke permukaan bumi. Berdasarkan kekuatannya atau magnitude (M), gempabumi dapat dibedakan atas : a. Gempabumi sangat besar dengan magnitude lebih besar dari 8 SR. b. Gempabumi besar magnitude antara 7 hingga 8 SR. c. Gempabumi merusak magnitude antara 5 hingga 6 SR. d. Gempabumi sedang magnitude antara 4 hingga 5 SR. e. Gempabumi kecil dengan magnitude antara 3 hingga 4 SR . f. Gempabumi mikro magnitude antara 1 hingga 3 SR . g. Gempabumi ultra mikro dengan magnitude lebih kecil dari 1 SR . Berdasarkan kedalaman sumber (h), gempabumi digolongkan atas : a. Gempabumi dalam h > 300 Km . b. Gempabumi menengah 80 < h < 300 Km . c. Gempabumi dangkal h < 80 Km . Berdasarkan tipenya Mogi membedakan gempabumi atas: a. TypeI : Pada tipe ini gempa bumi utama diikuti gempa susulan tanpa didahului oleh gempa pendahuluan (fore shock). 6 b. c. Type II : Sebelum terjadi gempa bumi utama, diawali dengan adanya gempa pendahuluan dan selanjutnya diikuti oleh gempa susulan yang cukup banyak. Type III: Tidak terdapat gempa bumi utama. Magnitude dan jumlah gempabumi yang terjadi besar pada periode awal dan berkurang pada periode akhir dan biasanya dapat berlangsung cukup lama dan bisa mencapai 3 bulan. Tipe gempa ini disebut tipe swarm dan biasanya terjadi pada daerah vulkanik seperti gempa gunung Lawu pada tahun 1979. 2.2. Sumber Gempabumi Seperti telah dijelaskan diatas bahwa pembangkit utama terjadinya gempabumi adalah pergerakan lempeng tektonik. Akibat pergerakan lempeng maka di sekitar perbatasan lempeng akan terakumulasi energi, dan jika lapisan batuan telah tidak mampu manahannya maka energi akan terlepas yang menyebabkan terjadinya patahan ataupun deformasi pada lapisan kerak bumi dan terjadilah gempabumi tektonik. Disamping itu akibat adanya pergerakan lempeng tadi terjadi patahan (sesar) pada lapisan bagian atas kerak bumi yang merupakan pembangkit kedua terjadinya gempabumi tektonik. Jadi sumber-sumber gempabumi keberadaannya ada pada perbatasan lempeng lempeng tektonik dan patahan- patahan aktif. Indonesia merupakan salah satu wilayah yang sangat aktif terhadap gempabumi, 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. 7 Gambar1.2. Globe lempeng tektonik Gambar 1.3. Lempeng tektonik dunia Gambar 1.3 memperlihatkan 7 lempeng utama, yaitu lempeng Eurasia, Pasifik, Indo-Australia, Afrika, Amerika Utara, Amerika Selatan, Antartika dan beberapa lempeng kecil lainnya. 8 Terdapat tiga jalur utama gempabumi yang merupakan batas pertemuan dari beberapa lempeng tektonik aktif: 1. Jalur Gempabumi Sirkum Pasifik Jalur ini 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 New Zealand. 2. Jalur Gempabumi Mediteran atau Trans Asiatic Jalur ini dimulai dari Azores, Mediteran (Maroko, Portugal, Italia, Balkan, Rumania), Turki, Kaukasus, Irak, Iran, Afghanistan, Himalaya, Burma, Indonesia (Sumatra, Jawa, Nusa Tenggara, dan Laut Banda) dan akhirnya bertemu dengan jalur Sirkum Pasifik di daerah Maluku 3. Jalur Gempabumi Mid-Atlantic Jalur ini mengikuti Mid-Atlantic Ridge yaitu Spitsbergen, Iceland dan Atlantik selatan. 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. Di Indonesia lokasi sumber gempabumi berawal dari Sumatra, 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. Gambar (1.4) adalah batas lempeng-lempeng tektonik yang melewati Indonesia dan berasosiasi terhadap sumber-sumber gempa. 9 Gambar 1.4. Batas lempeng tektonik dan sebaran gempa di Indonesia Lempeng Indo-Australia bergerak menyusup dibawah lempeng Eurasia, demikian pula lempeng Pasifik bergerak kearah barat. Pertemuan lempeng tektonik Indo-Australia dan Eurasia berada di laut merupakan sumber gempa dangkal dan menyusup kearah utara sehingga di bagian darat berturut-turut ke utara di sekitar Jawa – Nusa tenggara merupakan sumber gempa menengah dan dalam. Kedalaman sumber gempa di Sumatra bisa mencapai 300 km di bawah permukaan bumi dan di Jawa bisa mencapai 700 km, sesuai dengan kedalaman lempeng Indo-Australia menyusup dibawah lempeng Eurasia. Disamping itu di daratan Sumatra juga terdapat sumber sumber gempa dangkal yang disebabkan karena aktivitas patahan Sumatra, demikian pula di sebagian Jawa Barat terdapat sumber-sumber gempa dangkal karena aktivitas patahan Cimandiri di Sukabumi, patahan Lembang di Bandung, dan lain lain. Gempa-gempa dangkal di bagian timur Indonesia selain berasosiasi dengan pertemuan lempeng (trench) juga disebabkan oleh patahan- patahan aktif, seperti patahan Palu Koro, patahan Sorong, patahan Seram, dan lain-lain. Beberapa tempat di Sumatra, Jawa, Nusa tenggara, Maluku, Sulawesi dan Irian rentan terhadap bencana gempabumi baik yang bersifat langsung maupun tak langsung seperti tsunami dan longsor. 10 Gambar (1.5) menunjukkan sketsa patahan aktif di Indonesia yang merupakan dampak dari bertumbuknya tiga mega lempeng dan satu lempeng kecil Filipina. Peta historis Seismisitas di Indonesia (1965-1995) berdasarkan magnitude dan kedalamannya terlihat pada gambar (1.6). Gambar 1.5. Sketsa patahan aktif di Indonesia Gambar 1.6. Peta sebaran episenter di Indonesia periode 1965-1995 11 12 BAB II SUSUNAN BAGIAN DALAM BUMI Dengan telah adanya seismograf yang dapat mencatat gelombang seismik, sejak permulaan abad 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 dan antara mantel dan inti bumi merupakan lapisan batas diskontinuitas yang berfungsi sebagai pembiasan dan pemantulan gelombang seismik. 1. 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 bisa mencapai 70 km di bawah pegunungan, sedang di bawah samudra 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 samudra 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 3,9 gr/cm3 , merupakan 0,3 % dari massa bumi dan 0,5 % dari volume bumi secara keseluruhan. 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. 2. Mantel Bumi Lapisan mantel bumi membujur ke dalam mulai dari lapisan moho sampai lapisan inti bumi pada kedalaman sekitar 2900 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 1000 km dibawah permukaan. Kecepatan gelombang kompresi pada lapisan kulit bumi semakin kebawah semakin besar mulai dari sekitar 8 km/detik di bawah lapisan moho sampai 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 dibawah permukaan bumi terdapat lapisan kecepatan rendah 13 (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. Pada lapisan mantel tidak terdapat lapisan diskontinuitas yang berfungsi sebagai pembias dan pemantul gelombang seismik. Tabel susunan bagian dalam bumi LAPISAN Kerak bumi Mantel atas Mantel bawah Inti luar Inti dalam KEDALAMAN (km) 109km3 VOLUME % Perm.- moho Moho – 1000 1000 – 2900 2900 – 5100 5100 – 6370 5,1 429,1 473,8 166,4 8,6 0,5 39,6 43,7 15,4 0,8 1012 kg MASSA % DENSITAS gr/cm3 15 1673 2415 1743 125 0,3 28,0 40,4 29,2 2,1 2,94 3,90 5,10 10,50 14,53 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. 3. Inti Bumi Inti bumi adalah lapisan yang paling dalam dari bumi. Lapisan ini diperkirakan mempunyai jari-jari 3500 km dan terdiri dari dua bagian masing-masing inti luar (outer core) dan inti dalam (inner core). Lapisan inti luar membujur sampai kedalaman sekitar 5100 km dibawah 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. 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. 14 Inti luar yang berupa medium tak padat dengan densitas 10,5 gr/cm3 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 sand wich 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. Gambar (2.1) dan (2.2) memperlihatkan struktur bagian dalam bumi dan kurva kecepatan gelombang seismiknya. Gambar 2.1. Struktur bagian dalam bumi 15 Gambar 2.2. Grafik kecepatan gelombang seismik Secara umum, harga densitas bertambah terhadap kedalaman bumi. Demikian juga harga tekanan dan temperature, makin kedalam harganya makin besar. 16 BAB III GELOMBANG SEISMIK 1. Tipe Dasar Dan Sifat Utama Gelombang seismik adalah gelombang elastik yang menjalar ke seluruh bagian dalam bumi dan melalui permukaan bumi, akibat adanya lapisan batuan yang patah secara tiba – tiba atau adanya suatu ledakan. Gelombang utama gempa bumi terdiri dari dua tipe yaitu gelombang bodi (Body Wave) dan gelombang permukaan (Surface Waves). 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. 1.1. Gelombang Bodi (Body Waves) Gelombang bodi merupakan gelombang yang 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 merupakan gelombang longitudinal atau gelombang kompresional, gerakan partikelnya sejajar dengan arah perambatannya. Sedang gelombang sekunder merupakan gelombang transversal atau gelombang shear, gerakan partikelnya terletak pada suatu bidang yang tegak lurus dengan arah penjalarannya. Gelombang kompresional disebut gelombang primer (P) karena kecepatannya paling tinggi diantara gelombang yang lain dan tiba pertama kali. Sedang gelombang shear disebut gelombang sekunder (S) karena tiba yang kedua setelah gelombang P. Gelombang sekunder terdiri dari dua komponen, yaitu gelombang SH dengan gerakan partikel horizontal dan gelombang SV dengan gerakan partikel vertikal. Sifat penjalaran gelombang P yang langsung adalah bahwa gelombang ini akan menjadi hilang pada jarak lebih besar dari 130º, dan tidak terlihat sampai dengan jarak kurang dari 140º. Hal tersebut disebabkan karena adanya inti bumi. Gelombang langsung P akan menyinggung permukaan inti bumi pada jarak 103º dan pada jarak yang akan mengenai inti bumi pada jarak 144º. Gelombang P akan timbul kembali yaitu gelombang yang menembus inti bumi 17 dengan dua kali mengalami refraksi. Menghilangnya gelombang P pada jarak 103º memungkinkan untuk menghitung kedalaman lapisan inti bumi. Guttenberg (1913) mendapatkan kedalaman inti bumi 2900 km. Telah didapatkan pula bahwa batas mantel dengan inti bumi merupakan suatu diskontinuitas yang tajam. Daerah antara 103º - 144º 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 110º. Karena adanya fase inilah pada tahun 1930 ditemukan media lain yaitu inti dalam. Batas dari inti dalam ini terdapat pada kedalaman 5100 km . Diperkirakan kecepatan gelombang seismik di inti dalam lebih tinggi dari pada di inti luar. Untuk membedakan dan identifikasi, maka perlu pemberian nama untuk gelombang seismik yang melalui inti bumi (baik inti luar maupun inti dalam ). Kecepatan gelombang seismik bertambah dengan kedalaman, maka lintasan gelombang seismik akan berbentuk lengkungan cekung ke permukaan bumi. Kecepatan gelombang P (Vp) tergantung dari konstante Lame ( ), rigiditas ( ), dan densitas ( ) medium yang dilalui dan secara matematis dirumuskan sebagai berikut: Vp 2 ………………………………………(3.1-1) Gelombang P mempunyai kecepatan paling tinggi dibanding dengan kecepatan gelombang yang lain sehingga tercatat paling awal di seismogram. Gelombang S mempunyai gerakan partikel tegak lurus terhadap arah penjalaran dan mempunyai kecepatan (Vs) sebesar : Vs …………………………………… …(3.1.2) Menurut Poisson kecepatan gelombang P mempunyai kelipatan kecepatan gelombang S. 3 dari 18 1.2. Gelombang Permukaan (Surface Waves) Gelombang permukaan merupakan gelombang elastik yang menjalar sepanjang permukaan bumi dan biasa disebut sebagai tide waves. Karena gelombang ini terikat harus menjalar melalui suatu lapisan atau permukaan. Gelombang permukaan terdiri dari: 1. Gelombang Love (L) dan gelombang 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. 2. Gelombang Stonely, arah penjalarannya seperti gelombang R tetapi menjalar melalui batas antara dua lapisan di dalam bumi. 3. Gelombang Channel, yaitu gelombang yang menjalar melalui lapisan yang berkecepatan rendah (low velocity layer) di dalam bumi. Gelombang Love dan Rayleigh ada juga yang memberi simbul 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. Amplitude gelombang LQ dan LR adalah yang terbesar pada permukaan dan mengecil secara eksponensial terhadap kedalaman. Dengan demikian pada gempagempa dangkal amplitude gelombang LQ dan LR akan mendominasi. Gelombang permukaan yang banyak tercatat pada seismogram adalah gelombang Love dan gelombang Rayleigh. Dari hasil pengamatan diperoleh dua ketentuan utama yang menunjukkan bahwa bagian bumi berlapis-lapis dan tidak homogen, yaitu : o Adanya gelombang Love ; gelombang ini tidak dapat menjalar pada permukaan suatu media yang kecepatannya naik terhadap kedalaman. o Adanya perubahan dispersi kecepatan (velocity dispersion). 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. 19 Gambar 3.1. Gerak partikel gelombang P, S, LQ dan LR 2. Penjalaran Gelombang Seismik Gelombang seismik adalah gelombang elastik yang menjalar ke seluruh bagian dalam bumi dan melalui permukaan bumi, akibat adanya lapisan batuan yang patah secara tiba-tiba atau adanya suatu ledakan. Gelombang gempa yang dipancarkan oleh sumbernya akan menjalar ke segala arah dengan tipe, kecepatan dan arah penjalaran bervariasi tergantung pada sifat fisis dan dimensi medium. Untuk medium yang paling sederhana yaitu medium yang homogen, isotropik dan elastik sempurna, maka gelombang gempa menjalar sebagai sinar yang berbentuk garis lurus. Gelombang gempa yang menjalar pada struktur bumi yang terdiri dari banyak lapisan dengan kecepatan konstan akan sampai pada stasiun pencatat gempa melalui tiga cara, yaitu gelombang langsung, dipantulkan dan gelombang dibiaskan, hal ini tergantung pada jarak episenter gempa dan nilai perbedaan kecepatan pada masing-masing lapisan . Untuk kasus sederhana yaitu struktur bumi terdiri dari dua lapisan dan sumber gempa terletak pada lapisan pertama, maka penjalaran gelombang gempa dapat dilihat pada gambar dibawah ini : 20 Gambar 3.2. Penjalaran gelombang seismik sederhana melalui dua lapis., S1, S2, S3, menunjukkan stasiun pencatat; H adalah sumber gempa sedang V1 dan V2 masing-masing kecepatan gelombang pada kedua lapisan Dalam pembahasan berikut, penjalaran gelombang seismik dikategorikan dalam berbagai macam, berdasarkan jarak antara sumber gempa terhadap stasiun pencatat atau jarak episenter. Yang pertama adalah yang berjarak episenter kurang dari 10o, yang biasa disebut sebagai gempa-gempa regional. Gelombang seismik jenis ini lebih dominan menjalar pada lapisan kerak bumi atau lapisan moho dan biasa disebut sebagai gelombang crustal. Yang kedua, akan dibahas yang jarak episenternya antara 10 o -103 o, gelombang pada ruas jarak ini banyak menjalar pada lapisan mantel. Sedang yang ketiga adalah yang berjarak episenter lebih dari 103 o, yang banyak menjalar melewati inti bumi, baik yang dibiaskan maupun dipantulkan. Gempa-gempa yang jarak episenternya kurang dari 10o disebut gempa regional atau gempa lokal, sedang yang lebih dari 10o disebut gempa teleseismik. Beberapa institusi ada yang mendefinsikan gempa tele apabila jarak episenternya lebih dari 20o . 2.1. Gelombang Crustal Gempa bumi yang berjarak kurang dari 10º penjalaran gelombangnya mempunyai cara-cara tertentu. Gelombang seismik yang menjalar melalui lapisan tersebut ada yang langsung, ada pula yang dibiaskan melalui batas lapisan. Gelombang-gelombang seismik tersebut adalah : o Pg dan Sg, gelombang P dan S yang melalui lapisan granit dan langsung menuju ke stasiun. o P* dan S* gelombang P dan S yang melalui Conrad diskontinuitas. o Pn dan Sn, gelombang P dan S yang melalui Mohorovicic diskontinuitas. o Gelombang pPn dan sPn, gelombang p dan s yang dipantulkan dua kali masing-masing lewat permukaan dan lapisan batas moho. 21 Suatu gelombang seismik yang menjalar pada batas dua lapisan yang berbeda kecepatan rambatnya, akan menjalar pada lapisan yang berkecepatan lebih besar. Untuk menjelaskan penjalaran gelombang ini dapat diperhatikan gambar berikut dengan anggapan permukaan datar dan model lapisan sederhana. Gambar 3.3 Prinsip penjalaran gelombang pada lapisan kerak bumi model sederhana. OO adalah permukaan bumi; MM menunjukkan lapisan moho; S1, S2 & S3 menunjukkan stasiun pencatat; R1, R2, & R3 merupakan titik pantul dan bias; i, ic, & ir berturut-turut merupakan simbul sudut datang, sudut kritis dan sudut bias; Pg,Sg merupakan gelombang langsung P & S pada lapisan granit; Pn,Sn adalah gelombang P & S yang melewati lapisan moho; sedang V1 & V2 adalah kecepatan gelombang pada kedua lapisan. Gelombang seismik menjalar dari sumber gempa (fokus), ada yang langsung tercatat oleh stasiun (S2) ada yang dipantulkan oleh lapisan moho dan tercatat di stasiun (S1), serta ada yang melalui lapisan moho dan dicatat oleh stasiun S3. Gelombang P dan S yang langsung melalui lapisan crustal ini berturut-turut diberi simbul Pg dan Sg atau ada yang memberi nama P dan S, dimana notasi menunjukkan lapisan granit. Gelombang yang dipantulkan diberi masing-masing notasi PmP dan SmS dan yang melewati lapisan moho diberi notasi Pn dan Sn. Gelombang Pn dan Sn pada lapisan kerak kontinental tidak akan tercatat oleh stasiun stasiun yang jarak kritisnya kurang dari 100 km. Penjalaran gelombang model diatas menunjukkan model sangat sederhana, kenyataannya bahwa lapisan kerak masih terbagi lagi oleh lapisan granit dan basal, disamping itu batas permukaan tidak rata dan kadang-kadang ada kemiringannya. Untuk itu model yang lebih realistik diperlihatkan pada gambar berikut. 22 Gambar 3.4. Prinsip penjalaran gelombang seismic melalui continental crust dua lapisan dengan kemiringan dan batas lapisan tidak rata. C menunjukkan simbul Conrad diskontinuitas, sedang angka di pinngir kanan berturut turut kebawah menunjukkan kecepatan gelombang P dan S dalam satuan km/s. Pada model ini gelombang langsung adalah gelombang yang hanya dicatat pada jarak episenter yang sangat lokal sekitar puluhan km yaitu pada stasiun S1, dimana gelombang P dan S diberi notasi strip atas atau dengan simbul simbul P dan S. Sedang Pg dan Sg adalah gelombang yang telah dibiaskan seolah-olah melalui batas diskontinuitas lain masih pada lapisan granit. Gelombang yang dibiaskan melalui lapisan batas diskontinuitas Conrad diberi notasi asterisk atau b (P* , S* atau Pb, Sb) yang menunjukkan lapisan basalt. Gelombang yang dibiaskan melalui lapisan moho notasinya tetap sama seperti model terdahulu yaitu Pn dan Sn. Keempat macam jenis gelombang tersebut 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. 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 berturut-turut 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. Disamping pemantulan oleh lapisan moho gelombang P dan S dapat pula dipantulkan oleh lapisan permukaan melewati kerak bumi dan dibiaskan melalui lapisan moho dan dicatat di stasiun berturut-turut sebagai gelombang pPn dan sPn. Prinsip penjalaran gelombang pantul permukaan ini terlihat pada gambar berikut. 23 Gambar 3.5. Prinsip penjalaran gelombang Pn, pPn dan sPn dengan model satu lapisan kerakbumi Model model diatas berlaku untuk lapisan diatas kontinen, sedang pada model samudra biasanya tidak ada lapisan granit. Dari kasus tersebut diatas dapat digambarkan kurva waktu jalar terhadap jarak episenter (ES) untuk gelombang langsung , dipantulkan dan dibiaskan sebagai berikut: Gambar 3.6. Kurva waktu jalar terhadap jarak episenter; garis 1,2 dan 3 berturut-turut menunjukkan waktu jalar gelombang langsung, bias dan pantul; EXcr adalah jarak kritis; EXco adalah jarak cross over; sedang S1, S2, dan S3 adalah stasiun pengamat. Terlihat pada gambar diatas , bahwa pada jarak ES hanya akan mencatat gelombang langsung dan gelombang yang hanya dipantulkan. Pada jarak episenter lebih besar atau sama dengan EXCr stasiun akan merekam 24 gelombang yang dibiaskan disamping gelombang yang langsung maupun yang dipantulkan. Jarak EXCr ini dikenal sebagai jarak kritis. Dari kurva tersebut dapat dianalisis bahwa gelombang yang dipantulkan tidak pernah tiba lebih awal di stasiun pencatat. Pada jarak lebih besar atau sama dengan jarak Cross Over ( EXCo ), gelombang yang lebih dahulu sampai di stasiun pencatat dan sebaliknya untuk jarak yang lebih kecil dari EXCo maka gelombang yang langsung akan sampai lebih dahulu. Sebagai petunjuk analisis pembacaan seismogram, prinsip-prinsip berikut dapat dipakai: o Periode dominan gelombang crustal seperti Pg, P*, Pn, Sg, S*, Sn, dsb umumnya adalah kurang dari satu detik. Dalam hal ini catatan terbaik jika dilihat pada seismograf periode pendek. o Amplitude gelombang S lebih besar dari P, dan biasanya terbaca jelas pada komponen horizontal. o Pada jarak episenter kurang dari 200 km (tergantung pada model struktur kerak dan kedalaman fokus), gelombang yang pertama datang adalah Pg dan jika lebih dari 200 km gelombang yang datang lebih dulu adalah Pn. o Gempa permukaan (sangat dangkal) yang jarak episenternya kurang dari 600 km, sering menimbulkan gelombang permukaan Rayleigh (Rg) dan kelihatan jelas pada catatan seismograf komponen vertikal. o Gempa lokal dan regional yang tidak besar lamanya catatan dalam seismogram (duration time) hanya beberapa menit. o Untuk memudahkan pembacaan sebaiknya dilakukan dengan banyak stasiun, agar dapat membandingkannya. 2.2. Gelombang Bodi Pada Jarak Episenter 10 – 103o Penjalaran gelombang bodi yang melalui kulit bumi dengan hiposenter di permukaan, terlihat pada gambar berikut. 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 langsung yang dipantulkan oleh permukaan bebas 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. 25 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 40o, untuk jarak lebih dari 40o pemantulannya lebih komplek lagi. Gelombang yang dipantulkan oleh lapisan diskontinuitas inti luar-mantel diberi notasi c. Sebagai contoh ScP adalah gelombang yang menjalar kebawah dari hiposenter kemudian dipantulkan oleh inti luar dan tercatat di permukaan bumi sebagai gelombag P. Jenis-jenis gelombang ini biasanya tercatat pada jarak episenter kurang dari 40o. Gambar 3.7. Contoh penjalaran gelombang bodi yang melalui kulit bumi dan dipantulkan oleh permukaan bebas dan inti luar untuk kasus gempa dangkal. Untuk gempa yang hiposenternya dalam, penjalaran gelombang bodi dapat dilihat pada gambar berikut. Gelombang langsung dari fokus ke permukaan diberi nama dengan huruf kecil, yaitu p untuk gelombang longitudinal dan s untuk gelombang transversal. Untuk yang dekat dengan episenter gelombang langsung yang dipantulkan oleh permukaan dapat tercatat 4 kemungkinan yaitu pP, sP, pS dan sS. Pada gempa dalam amplitude untuk fase pP biasanya lebih besar dan gelombang sP dapat lebih besar dari pP. 26 Gambar 3.8. Contoh penjalaran gelombang bodi yang melalui kulit bumi dan dipantulkan oleh permukaan bebas untuk kasus gempa dangkal. Selain dipantulkan oleh permukaan bebas atau inti luar, gelombang bodi dapat pula dipantulkan oleh lapisan diskontinuitas pada mantel atas. Dalam hal ini diberi notasi d (depth atau kedalaman sumber gempa dengan satuan km). Sebagai contoh P650P adalah gelombang P yang dipantulkan oleh lapisan diskontinuitas yang dalamnya 650 km. Kasus ini terlihat pada gambar dibawah. 2.3. Gelombang Bodi Pada Jarak Episenter Lebih Dari 103o Pada jarak episenter lebih dari 100o, amplitude gelombang P langsung akan meluruh secara dramatis, dan pada jarak sekitar 140o akan kembali tampak. Jarak episenter antara 103 – 140 disebut sebagai shadow zone, dimana pada jarak ini tidak ada gelombang P langsung yang tercatat. Gelombang langsung yang terakhir mengalami proses difraksi oleh lapisan batas inti-mantel. Gelombang difraksi ini diberi simbul dengan Pc atau Pdif. Gelombang Pc mempunyai amplitude yang kecil dan periode panjang yang kadang-kadang dapat tercatat sampai jarak lebih dari 160o. Untuk shadow zone gelombang S langsung adalah antara 103o sampai -103o atau antara 103 - 257o dan simbul untuk gelombang difraksinya Sc atau Sdif. Penjalaran gelombang yang terkait dengan shadow zone ini terlihat pada gambar berikut. 27 Gambar 3.9. Penjalaran gelombang P langsung pada mantel, gelombang difraksi oleh lapisan batas core-mantle, gelombang pantul oleh lapisan diskontinuitas mantel atas serta shadow zone. Gelombang P yang melewati inti luar diberi notasi dengan huruf K, yaitu singkatan dari Kernwellen ahli seismologis Jerman yang menemukan pertama kali. Tingkah laku gelombang ini terlihat pada gambar dibawah ini. Gelombang langsung yang melewati mantel, kemudian dibiaskan pada inti luar dan keluar lagi melalui mantel ini dapat terbentuk empat macam, yaitu: PKP, PKS, SKP dan SKS. Gelombang K adalah termasuk gelombang P karena gelombang S tidak bisa melewati inti luar, dan sebab inilah material inti luar berbentuk cair. Gelombang PKP sering disingkat dengan notasi P’. Gelombang P yang melewati inti dalam diberi notasi I, dan dalam hal ini juga dapat terbentuk empat macam yaitu: PKIKP, PKIKS, SKIKP, DAN SKIKS. Untuk gelombang S yang melewati inti dalam diberi simbul J, namun dalam prakteknya juga digunakan simbul I. Gambar 3.10. Penjalaran gelombang P yang melalui mantel, inti luar dan inti dalam. 28 Gelombang yang menjalar melewati inti dalam, bisa dipantulkan hanya menyinggung inti dalam dan juga dapat dipantulkan sekali atau lebih oleh batas inti dalam-inti luar. Jika tidak sempat masuk kedalam inti dalam tapi setelah sampai batas inti dalam-inti luar langsung keluar maka diberi simbul i, contohnya PKiKP. Dalam hal gelombang P yang menjalar melewati inti dalam dan memantul sekali, dua kali atau lebih dan terakhir keluar di permukaan berupa gelombang P, maka berturut-turut diberi simbul: PKIKP, PKIIKP, dan seterusnya. Penggambaran gelombangnya terlihat pada gambar dibawah. Gambar 3.11. Penjalaran gelombang P melalui inti dalam. 3. Persamaan Gelombang Dasar teori yang digunakan dalam pengamatan gempa adalah persamaan gelombang elastik untuk media yang homogen isotropik yang dapat ditulis (Lee, 1981): Dimana : i = 1,2,3 ∂ Uj ∂u + ∂v + ∂w θ = Σ = ∂ Xj ∂x ∂y ∂y = perubahan volume atau dilatasi ρ = densitas Uj = vektor tegangan komponen ke i Xj = komponen sumbu koordinat ke i 29 t = waktu λ = konstante Lame μ = modulus rigiditas ∂² ∂² ∂² 2 = laplacian = + + ∂x ∂y ∂z Untuk bangun tiga dimensi, secara lengkap persamaan ( 3.3-1 ) dapat ditulis sebagai berikut: Jika ketiga persamaan tersebut terakhir dideferensiasi terhadap x , y dan z dan kemudian hasilnya di jumlahkan diperoleh persamaan : Persamaan (3.3-3) merupakan persamaan gerak gelombang yang merambat dengan kecepatan : Gelombang tersebut dalam Seismologi dikenal sebagai gelombang longitudinal, gelombang dilatasi , gelombang kompresi atau gelombang Primer (P). Jika persamaan ( 3.3-2 b) dan ( -2c ) masing-masing dideferensiasikan terhadap z dan y dan kemudian hasilnya dikurangkan diperoleh persamaan : Dengan mensubstitusikan komponen x pada persamaan rotasi benda : 30 w w v y z ke persamaan (3.3-5 ) didapat persamaan : Persamaan ( 3.3-6) ini menyatakan persamaan gerak gelombang shear, gelombang rotasi, gelombang transversal, atau gelombang sekunder (S) yang merambat dengan kecepatan : Untuk model kerakbumi dengan lapisan sederhana persamaan gelombang yang dibiaskan adalah sebagai berikut: Waktu jalar gelombang pada kasus media N lapisan dengan ketebalan masingmasing lapisan h1, h2, h3, . . . , hn , dengan kecepatan masing-masing V1, V2, . . . , Vn dihitung dengan rumus sebagai berikut : Gambar 3.12. Lintasan gelombang bias beberapa lapisan dengan sumber dipermukaan. T1 x v1 31 x 2h1 cos i12 v1 v2 x 2h cos i13 2h2 cos i23 T3 1 v3 v1 v2 T2 Jarak cross overnya : Hubungan antara jarak episenter terhadap waktu jalar gelombang bias untuk model tiga lapisan datar terlihat pada gambar berikut: Gambar3.13. Grafik T-X dari tiga lapisan horisontal Perpanjangan garis 1/v2 dan 1/v3 akan memotong sumbu T di titik τ i dan τ i 2, yang disebut intercept time (waktu tunda). Sedangkan proyeksi titik potong garis 1/v1 dan 1/v2 serta 1/v2 dan 1/v3 ke sumbu X disebut jarak cross over pertama, EXco1, dan jarak cross over kedua, Exco2. Untuk menentukan struktur kerak bumi di bawah permukaan dapat dipergunakan salah satu metode dari metode waktu tunda (Intercept time) atau metode jarak cross over. Dengan metode waktu tunda didapat persamaan: 32 Akan memotong sumbu T dan disebut Intercept time atau waktu tunda (τ i ) dan kedalaman lapisan pertama dan kedua kerak bumi model sederhana diformulakan: Sedang dengan metode jarak Cross Over akan didapat persamaan-persamaan sebagai berikut: X Tl v1 1 X 2h1 2 2 v3 v1 2 v 2 v1v 2 Titik potong kedua persamaan tersebut di atas di titik (Xco1, T1) T1 = Tb Jadi Tb EX co EX co 2h1 2 2 v2 v1 v1 v2 v1v2 EX co v 2 v1 h1 2 v 2 v 2 12 2 1 1 dengan 2 Atau kedalaman lapisan pertama dapat ditulis: sedang kedalaman lapisan kedua adalah: 33 34 BAB IV PARAMETER GEMPABUMI Setiap kejadian gempabumi akan menghasilkan informasi seismik berupa rekaman sinyal berbentuk gelombang yang setelah melalui proses manual atau non manual akan menjadi data bacaan fase (phase reading data). Informasi seismik selanjutnya mengalami proses pengumpulan, pengolahan dan analisis sehingga menjadi parameter gempabumi. Parameter gempabumi tersebut meliputi : Waktu kejadian gempabumi, Lokasi episenter, Kedalaman sumber gempabumi, Kekuatan gempabumi, dan Intensitas gempabumi. Waktu kejadian gempabumi (Origin Time) adalah waktu terlepasnya akumulasi tegangan (stress) yang berbentuk penjalaran gelombang gempabumi dan dinyatakan dalam hari, tanggal, bulan, tahun, jam, menit, detik dalam satuan UTC (Universal Time Coordinated). 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. Kedalaman dinyatakan oleh besaran jarak dalam satuan km. Kekuatan gempabumi atau Magnitude adalah ukuran kekuatan gempabumi, menggambarkan besarnya energi yang terlepas pada saat gempabumi terjadi dan merupakan hasil pengamatan Seismograf. Magnitude menggunakan skala Richter (SR). Intensitas gempabumi adalah ukuran kerusakan akibat gempabumi berdasarkan hasil pengamatan efek gempabumi terhadap manusia, struktur bangunan dan lingkungan pada tempat tertentu, dinyatakan dalam skala MMI (Modified Mercalli Intensity). 1. Magnitude 35 Konsep “Magnitude Gempabumi” sebagai skala kekuatan relatif hasil dari pengukuran fase amplitude dikemukakan pertama kali oleh K. Wadati dan C. Richter sekitar tahun 1930 (Lay. T and Wallace. T.C,1995). Kekuatan gempabumi dinyatakan dengan besaran Magnitude dalam skala logaritma basis 10. Suatu harga Magnitude diperoleh sebagai hasil analisis tipe gelombang seismik tertentu (berupa rekaman getaran tanah yang tercatat paling besar) dengan memperhitungkan koreksi jarak stasiun pencatat ke episenter. Dewasa ini terdapat empat jenis Magnitude yang umum digunakan (Lay. T and Wallace. T.C, 1995) yaitu : Magnitude lokal, Magnitude bodi, Magnitude permukaan dan Magnitude momen. 1.1. Magnitude Lokal (ML) Magnitude lokal (ML) pertama kali diperkenalkan oleh Richter di awal tahun 1930-an dengan menggunakan data kejadian gempabumi di daerah California yang direkam oleh Seismograf Woods-Anderson. Menurutnya dengan mengetahui jarak episenter ke seismograf dan mengukur amplitude maksimum dari sinyal yang tercatat di seismograf maka dapat dilakukan pendekatan untuk mengetahui besarnya gempabumi yang terjadi. (USGS, 2002) Magnitude lokal mempunyai rumus empiris sebagai berikut : ML = log a + 3 log - 2.92………………………………………(4.1-1) Dengan a = amplitude getaran tanah (m), = jarak Stasiun pencatat ke sumber gempabumi (km) dengan 600 km. Saat ini penggunaan ML sangat jarang karena pemakaian seismograf WoodsAnderson yang tidak umum. Selain itu penggunaan kejadian gempabumi yang terbatas pada wilayah California dalam menurunkan persamaan empiris membuat jenis magnitude ini paling tepat digunakan untuk daerah tersebut saja. Karena itu dikembangkan jenis magnitude yang lebih tepat untuk penggunaan yang lebih luas dan umum. 1.2. Magnitude Bodi (mb) Terbatasnya penggunaan magnitude lokal untuk jarak tertentu membuat dikembangkannya tipe magnitude yang bisa digunakan secara luas. Salah satunya adalah mb atau magnitude bodi (Body-Wave Magnitude). Magnitude 36 ini didefinisikan berdasarkan catatan amplitude dari gelombang P yang menjalar melalui bagian dalam bumi (Lay. T and Wallace.T.C. 1995). Secara umum dirumuskan dengan persamaan : mb = log (a/T) + Q (h, )………………………….(4.1-2) Dengan a = amplitudo getaran (m), T = periode getaran (detik) dan Q (h, ) = koreksi jarak dan kedalaman h yang didapatkan dari pendekatan empiris. 1.3. Magnitude Permukaan (Ms) Selain Magnitude bodi dikembangkan pula Ms, Magnitude permukaan (Surface-wave Magnitude). Magnitude tipe ini didapatkan sebagai hasil pengukuran terhadap gelombang permukaan (surface waves). Untuk jarak 600 km seismogram periode panjang (long-period seismogram) dari gempabumi dangkal didominasi oleh gelombang permukaan. Gelombang ini biasanya mempunyai periode sekitar 20 detik. Amplitude gelombang permukaan sangat tergantung pada jarak dan kedalaman sumber gempa h. Gempabumi dalam tidak menghasilkan gelombang permukaan, karena itu persamaan Ms tidak memerlukan koreksi kedalaman. Magnitude permukaan mempunyai bentuk rumus sbb: Ms = log a + log + ……………………………(4.1-3) Dengan a = amplitude maksimum dari pergeseran tanah horisontal pada periode 20 detik, = Jarak (km), dan adalah koefisien dan konstanta yang didapatkan dengan pendekatan empiris. Persamaan ini digunakan hanya untuk gempa dengan kedalaman sekitar 60 km. Hubungan antara Ms dan mb dapat dinyatakan dalam persamaan : atau mb = 2.5 + 0.63 Ms ………………………………..(4.1-4) Ms = 1.59 mb – 3.97…………………………..……(4.1-5) 1.4. Magnitude Momen (Mw) Kekuatan gempabumi sangat berkaitan dengan energi yang dilepaskan oleh sumbernya. Pelepasan energi ini berbentuk gelombang yang menjalar ke permukaan dan bagian dalam bumi. Dalam penjalarannya energi ini mengalami pelemahan karena absorbsi dari batuan yang dilaluinya, sehingga energi yang sampai ke stasiun pencatat kurang dapat menggambarkan energi gempabumi di hiposenter. 37 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). Mo = µ D A …………………………………………….(4.1-6) Dengan Mo = momen seismik, µ = rigiditas, D = pergeseran rata-rata bidang sesar, A = area sesar. Secara empiris hubungan antara momen seismik dan magnitude permukaan dapat dirumuskan sebagai berikut: log Mo = 1.5 Ms + 16.1 …………………………………(4.1-7) Ms = magnitude permukaan (Skala Richter) Kanamori (1997) dan Lay. T and Wallace. T. C, (1995) memperkenalkan Magnitude momen (moment magnitude) yaitu suatu tipe magnitude yang berkaitan dengan momen seismik namun tidak bergantung dari besarnya magnitude permukaan : Mw = (log Mo/1.5) – 10.73 …………………………..(4.1-8) Dengan Mw = magnitude momen, Mo = momen seismik. Meskipun dapat menyatakan jumlah energi yang dilepaskan di sumber gempabumi dengan lebih akurat, namun pengukuran magnitude momen lebih komplek dibandingkan pengukuran magnitude ML, Ms dan mb. Karena itu penggunaannya juga lebih sedikit dibandingkan penggunaan ketiga magnitude lainnya (Lay. T and Wallace. T. C, 1995). 1.5. Magnitude Yang Digunakan BMG Menurut Tajib. S, (1986) pengamatan gempabumi di Indonesia berawal pada tahun 1898 saat pemerintah Hindia Belanda mengoperasikan seismograf mekanik Ewing di Jakarta. Kemudian tahun 1908 dipasang seismograf Wiechert komponen horizontal, yang pada tahun 1928 dilengkapi dengan seismograf Wiechert komponen vertical. Pemasangan kedua jenis seismograf 38 tersebut dilakukan di beberapa kota yaitu Jakarta, Medan, Bengkulu dan Ambon. Dengan adanya seismograf telah dilakukan pemantauan gempabumi meskipun dengan tingkat keakuratan rendah jika dibandingkan saat ini. Pada masa pendudukan Jepang beberapa seismograf yang rusak akibat peperangan mengalami perbaikan sehingga dapat beroperasi kembali. Pada tahun 1953 seismograf elektromagnetik Sprengnether dipasang di Lembang, yang disusul dengan pemasangan seismograf yang sama di Medan, Tangerang, Denpasar, Makasar, Kupang, Jayapura, Manado dan Ambon, sehingga pada tahun 1975 Indonesia memiliki jaringan seismograf Sprengnether tiga komponen. Bersamaan dengan hal itu, sekitar tahun 1960 seismologi dan teknologi mengalami perkembangan yang besar disertai dengan beroperasinya stasiun WWSSN (World Wide Standard Seismograph Net work) di seluruh dunia salah satunya dipasang di Lembang tahun 1963, sehingga kelengkapan dan keakuratan penghitungan parameter gempabumi meningkat pesat. Perkembangan ini tentu saja mempengaruhi kelengkapan data gempabumi merusak. Jika sebelum tahun 1960 catatan yang ada hanya memberikan informasi mengenai waktu gempabumi dirasakan di suatu tempat dan Intensitasnya di tempat tersebut, maka pada catatan kejadian gempabumi tahun-tahun berikutnya menjadi lebih lengkap dengan adanya keterangan mengenai lokasi episenter, kedalaman dan Magnitude. Magnitude yang digunakan adalah jenis Magnitude bodi (mb). Pada tahun 1975-1979 UNESCO mengadakan proyek pengembangan seismologi di Indonesia yang antara lain meliputi standarisasi seismograf dan proses pengolahan data gempabumi, serta pengembangan jaringan pemantau. Sejak tahun 1975 jenis magnitude yang digunakan adalah Magnitude Lokal (ML). ML ditentukan berdasarkan pembacaan jarak episenter, sinyal dan magnifikasi alat. Mulai Februari 1996 dalam proses penentuan parameter gempabumi, Pusat Gempa Nasional (PGN)-BMG menggunakan perangkat lunak ARTDAS (Automatic Real Time Data Acquisition System) yang dioperasikan dengan perangkat keras SUN Work station. Sejak saat itu PGN-BMG menggunakan 39 tiga macam magnitude untuk menyatakan kekuatan gempabumi secara instrumental. Ketiga magnitude tersebut adalah Magnitude Lokal (ML), Magnitude bodi (mb) dan Magnitude durasi (MD). 1.6. Magnitude Durasi (MD) Menurut Lee dan Stewart, (1981) sejak tahun 1972, studi mengenai kekuatan gempabumi dikembangkan pada penggunaan durasi sinyal gempabumi untuk menghitung magnitude bagi kejadian gempa lokal, diantaranya oleh Hori (1973), Real dan Teng (1973), Herrman (1975), Bakum dan Lindh (1977), Gricom dan Arabasz (1979), Johnson (1979) dan Suteau dan Whitcomb (1979). Maka diperkenalkan Magnitude Durasi (Duration Magnitude) yang merupakan fungsi dari total durasi sinyal seismik. (Massinon, B, 1986). Magnitudo Durasi (MD) untuk suatu stasiun pengamat persamaannya adalah : MD = a1 + a2 log + a3 + a4 h…………………….(4.1-8) Dengan MD = magnitudo durasi, = durasi sinyal (detik), = jarak episenter (km), h = kedalaman hiposenter (km) dan a1, a2, a3, dan a4 adalah konstante empiris. Magnitude durasi sangat berguna dalam kasus sinyal yang sangat besar amplitudenya (off-scale) yang mengaburkan jangkauan dinamis sistem pencatat sehingga memungkinkan terjadinya kesalahan pembacaan apabila dilakukan estimasi menggunakan ML (Massinon. B, 1986). 2. Intensitas Gempabumi Intensitas gempabumi adalah ukuran kerusakan akibat gempabumi berdasarkan hasil pengamatan efek gempabumi terhadap manusia, struktur bangunan dan lingkungan pada tempat tertentu. Besarnya intensitas di suatu tempat tidak tergantung dari besarnya kekuatan gempabumi (Magnitude) saja namun juga tergantung dari besarnya jarak tempat tersebut ke sumber gempabumi dan kondisi geologi setempat. Intensitas berbeda dengan magnitude karena intensitas adalah hasil pengamatan visual pada suatu tempat tertentu sedangkan, magnitude adalah hasil pengamatan instrumental menggunakan seismograf. Pada suatu kejadian gempabumi besarnya Intensitas pada tempat yang berbeda dapat sama atau berlainan sedangkan besarnya Magnitude selalu sama walaupun dicatat atau dirasakan di tempat yang berbeda. 40 Terdapat beberapa macam skala pengukuran intensitas yaitu : skala Modified Mercalli Intensity (MMI) yang diakui menurut standar internasional, skala intensitas Medvedev-Sponheur-Karnik (MSK) yang sejak 1992 dirubah menjadi European Macroseismic Scale atau EMS yang digunakan di Eropa bagian timur, skala intensitas Japan Meteorological Agency (JMA) yang digunakan di Jepang dan skala intensitas Rossi-Forel (RF) yang digunakan di Cina. Sebelum tahun 1948 Indonesia menggunakan skala intensitas Rossi-Forel, antara tahun 1948-1955 menggunakan skala Jakarta (0-VII) dan sesudah tahun 1955 menggunakan skala MMI (Soetarjo.R, 1979). Dengan adanya revisi yang terus-menerus dilakukan maka seluruh kejadian gempabumi yang ada dalam katalog gempabumi BMG saat ini telah dikonversi ke skala MMI. Intensitas bukanlah merupakan parameter energi gempa bumi, tetapi dapat menggambarkan atau mengungkapkan kekuatan / magnitude gempa bumi dengan baik. Apabila magnitude dihitung berdasarkan rekaman pada instrumen maka intensitas berdasarkan akibat langsung dari gempabumi atau dengan perkataan lain, intensitas adalah skala yang dibuat untuk menggambarkan secara langsung kekuatan gempa bumi dan pengaruh di permukaan bumi seperti misalnya pengaruh terhadap bangunan, topografi dan sebagainya, yang pada umumnya disebut sebagai efek makro. Magnitude mempunyai sebuah harga untuk suatu gempa bumi, tetapi intesitas akan berubah dengan perubahan tempat. Intensitas yang terbesar ( maksimum ) terdapat di daerah episenter, dan dari daerah tersebut nilai intensitas pada umumnya akan menurun atau berkurang dengan jarak kesegala jurusan. Skala intensitas yang pertama kali adalah skala intensitas Rossi-Forel, yang mempunyai 10 ( sepuluh ) derajat skala. Tetapi karena skala tersebut tidak memperlihatkan pembagian yang baik untuk gempa-gempa bumi yang kuat / merusak, maka kemudian diganti dengan 12 ( dua belas ) derajat skala, hal ini pun masih tergantung pada para pembuatnya, misalnya: skala Mercalli, skala Sieberg, dan sebagainya. Kemudian diperbaiki oleh Wood dan Neumann di Amerika pada tahun 1931, dan selanjutnya disebut skala Modified Mercalli (skala MMI ). Perubahan lain juga dibuat oleh Richter dan menamakan hasilnya sebagai skala intensitas Modified Mercalli Versi 1956. perubahan terakhir dibuat oleh Medvedev, Sponheuer beserta Karnik dan dinamakan skala intensitas MSK tahun 1964. Harga intensitas dari MSK 1964 sesuai dengan skala Mercalli Cancani-Sieberg (1917), Modified Mercalli (1931), dan skala Soviet (1952). 41 Sedangkan skala Jepang (1950) adalah 7 derajat skala, yang dibuat oleh pemerintah Jepang. Perlu diperhatikan bahwa sklala intensitas bukan skala magnitude. Pada umumnya, untuk menentukan secara tepat intensitas dari suatu gempa bumi di suatu daerah, dikirimkan suatu tim peneliti yang langsung terjun ke lapangan atau daerah dimana terdapat efek atau pengaruh gempa bumi 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 magnitude, 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 gempa bumi, harus diyakini benar bahwa kerusakan tersebut timbul karena pengaruh gempa bumi, 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 gempa bumi lainnya, seperti letak episenter, kedalaman pusat gempa bumi, dan sebagainya. Penentuan episenter secara instrumen (pembacaan rekaman 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 gempa bumi terjadi pada suatu kedalaman tertentu, maka pengaruh intensitas akan lebih kecil kalau menjauhi episenter, dibandingkan apabila pusat gempa bumi lebih dangkal. Hubungan antara Intensitas suatu tempat (I), intensitas maksimum (Io), radius isoseismal (r) dan kedalaman fokus (h), secara empiris dirumuskan sebagai berikut: I 0 I 3 log r12 h 2 ………………...(4.2-1) h 2, 42 Dari suatu gempa bumi di California Selatan diperoleh hubungan antara magnitude gempabumi dengan intensitas maksimum (Io), dan diperlihatkan dalam persamaan : 2I M I o ……………………………(4.2-2) 3 Sudah dapat dipastikan bahwa variasi yang besar banyak terjadi pada persamaan diatas 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 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. 43 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 sama sekali, tanah terbelah, rel melengkung sekali. XII. Hancur sama sekali. Gelombang tampak pada permukaan tanah, pemandangan menjadi gelap, benda-benda terlempar ke udara. PERBANDINGAN BEBERAPA SKALA INTENSITAS M S K Skala Jepang Th. 1964 Th. 1950 I 0 II 1 III 2 IV 2/3 V 3 VI 4 VII 4/5 VIII 5 IX 6 X 6 XI 7 XII 7 Skala Rossi Forrel Th. 1874 I II III IV V – VI VII VIII IX X X X X 44 3. Energi Gempabumi Bentuk energi yang dilepaskan saat terjadinya gempabumi antara lain adalah energi deformasi gelombang. Energi deformasi dapat dilihat pada perubahan bentuk volume sesudah terjadinya gempa bumi, seperti misalnya tanah naik, tanah turun, pergeseran batuan, dan lain-lain. Sedangkan energi gelombang akan menggetarkan medium elastis disekitarnya dan akan menjalar ke segala arah. Pemancaran energi gempa bumi 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 gempa gempa-gempa kecil yang banyak. Sedangkan untuk batuan yang lebih kuat ( batuan yang homogen ), gempa kecil tidak terjadi ( jarang terjadi ) sehingga stress yang dikandung sangat besar dan pada suatu saat batuannya tidak mampu lagi menahan stress, maka akan terjadi gempa dengan magnitude 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 gempa bumi dapat ditaksir dari pengamatan makroseismik, tetapi biasanya tidak diperoleh hasil yang memadai. Gelombang seismik merupakan bentuk energi yang paling mudah dideteksi yaitu dengan cara 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 Magnitude gempabumi. Penentuan magnitude baik menggunakan gelombang bodi (mb), maupun gelombang permukaan (Ms) tidak menunjukan 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 ketidak setaraan terutama antara mb dan Ms. 45 Gutenberg dan Richter ( 1956 ) memperoleh hubungan antara Ms dan mb, sebagai mana terlihat pada persamaan (4.1-4). Kemudian Bath, pada tahun yang sama menyatakan bahwa: mb = 0,61 Ms + 2,7..………………..(4.3-1) Sedangkan Karnik, Venek, dan Zatopek pada tahun 1957 menyatakan bahwa hubungan antara kedua magnitude itu sama dengan yang dibuat oleh Bath. Bertolak dari kenyataan diatas, maka Gutenberg membuat penyeragaman dari nilai magnitude yang dikenal dengan “Unitied Magnitude” sebagai rata-rata dari nilai mb dan Ms. Dengan nilai magnitude tersebut diperoleh hubungan antara energi terhadap magnitude sebagai berikut: log E = 5,8 + 2,4 M……………(4.3-2) Dimana, E adalah energi di pusat gempa, dalam satuan erg dan M adalah magnitude. Sedangkan rumusan energi secara terpisah yang disepakati secara Internasional dipilih rumusan dari Bath, yang dinyatakan untuk mb dan Ms berturut-turut sebagi berikut: log E = 5,78 + 2,48 mb ……………..(4.3-3) log E = 12,24 + 1,44 Ms ……..…….(4.3-4) Perlu pula dijelaskan disini bahwa rumusan yang asli dari Gutenberg dan Richter ( 1942 ) adalah : log E = 11,3 + 1,8 Ms….…………..(4.3-5) 4. Percepatan Tanah Parameter getaran gelombang gempa 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 micrometer) 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 46 tanah tersebut menunjukkan resiko gempabumi yang perlu diperhitungkan sebagai salah satu bagian dalam perencanaan bangunan tahan gempa. Setiap gempa 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 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 gempa harga percepatan tanah dapat dihitung dengan cara pendekatan dari data historis gempabumi. Beperapa formula pendekatan antara lain : o Hubungan rumus Richter I O 1.5( M 0.5) log a I 3 0.5 …………………..(4.4-1) Dimana M adalah magnitude, I O adalah intensitas pada tempat yang akan dicari dan a adalah percepatan tanah pada tempat yang dicari dalam satuan cm/dt 2 atau gal. o Hubungan rumus Murphy dan O’Brein log a 0.14I 0.24M 0.68 log 0.7 … (4.4-2) Dimana a adalah percepatan tanah pada tempat yang akan dicari, I adalah intensitas gempa pada tempat yang akan dicari, M adalah magnitude dan adalah jarak episenter dalam km. 47 o Hubungan rumus Donovan a 1080 (exp 0.5 M ) /(r 25 )1.32 ………………(4.4-3) Di mana a adalah percepatan, M adalah magnitude dan r adalah jarak hiposenter dalam satuan km. o Hubungan rumus Esteva a 5600 (exp 0.5 M ) /(r 40 ) 2 ……………….(4.4-4) Dengan keterangan parameter sama dengan rumus Donovan. Untuk menghitung percepatan a pada persamaan (4.4-1) dan (4.4-2), perlu mengetahui besarnya intensitas I pada tempat yang akan dicari. Prih Haryadi dan Subardjo telah menghitung rumus attenuasi intensitas terhadap jarak gempa Flores 12 Desember 1992 dengan formula sebagai berikut : I I O exp 0.0021 ………………………….(4.4-5) Dimana I adalah intensitas pada jarak episenter km dan I O adalah intensitas pada sumber. Dengan menggunakan data historis gempa serta mengkombinasikan persamaan (4.4-5), persamaan (4.4-1) dan (4.4-2) dapat dihitung. Selain rumus-rumus empiris diatas masih banyak formula lain yang memasukkan variabel periode waktu, periode dominan tanah, yaitu antara lain: o Model percepatan tanah pada permukaan secara empiris oleh Mc.Guirre R.K (1963) ditulis sebagai berikut : 472 .3 10 0.278 M ( R 25 ) 1.301 …………..(4.4-6) dengan : = percepatan tanah pada permukaan (gal) M = magnitude permukaan (SR) R = jarak hiposenter (km) R 2 h 2 48 = Jarak episenter (km) h = kedalaman sumber gempa (km) o Model percepatan tanah rumusan Kawashumi (1950) : Log M 5.45 0.00084( R 100) ( Log100 / R) (1 / 0.4342) …(4.4-7) dengan : = percepatan tanah pada permukaan (gal) M = magnitudo gelombang permukaan (SR) R = jarak hiposenter (km) R 2 h 2 = jarak episenter (km) h = kedalaman sumber gempa (km) Pada kedua model percepatan tanah di atas menggunakan parameterparameter dasar gempa yaitu : - Magnitude (M) - Kedalaman sumber gempa (h) - Episenter (E) Bila magnitude gelombang permukaan (Ms) tidak diketahui dan hanya diketahui magnitude gelombang bodi (mb), Ms dapat dihitung dengan menggunakan rumusan empiris hubungan antara Ms dan mb yang telah dijelaskan pada persamaan (4.3-1), (4.3-2) atau (4.3-3). o Model empiris yang menggunakan data periode dominan tanah yang merupakan hasil pengukuran di lapangan dengan menggunakan alat microtremometer. Dengan data periode dominan tanah (Tg) dari hasil pengukuran microtremor maka percepatan tanah pada permukaan dapat dihitung dengan rumus Kanai (1966) : G (T ) o …………………………………………(4.4-8a) o (1 / T ) 10 0.61M ((1.663.6 / ) Log ) ( 0.1671.83 / ) …(4.4-8b) G(T ) 1 / (1 (T / Tg ) 2 ) ((0.2 / Tg (T / Tg )) 2 …… ..(4.4-8c) dengan : = Percepatan tanah pada permukaan (gal) G(T) = Faktor pembesaran 49 T = periode gelombang gempa (detik) Tg = periode dominan tanah (detik) M = magnitudo gelombang permukaan (SR) = jarak hiposenter (km) Japan Meteorological Agency (JMA) membuat hubungan antara skala intensitas JMA dan skala MMI dengan percepatan maksimum gempabumi seperti terlihat pada tabel berikut. Skala JMA 0 1 2 3 4 5 6 7 Percepatan Maksimum (gal) dibawah 0.8 0.8 ~ 2.5 2.5 ~ 8.0 8.0 ~ 25.0 25.0 ~ 80.0 80.0 ~ 250.0 250.0 ~ 400.0 diatas 400 Skala MMI 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10,11,12 Percepatan Maksimum (gal) dibawah 1.0 1.0 ~ 2.0 2.1 ~ 5.0 5.0 ~ 10.0 10.0 ~ 21.0 21.0 ~ 44.0 44.0 ~ 94.0 94.0 ~ 202.0 202.0 ~ 432.0 diatas 432 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 gempa yang sampai di permukaan bumi disebut juga percepatan tanah, merupakan gangguan yang perlu dikaji untuk setiap gempa bumi, 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, 50 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 gempa bumi. 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 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 magnitude gempa 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 diatas. Gempa besar bisa terjadi berulang-ulang di suatu tempat. Kita kenal sebagai periode ulang gempa bumi. Hal ini didukung oleh teori elastic rebound yang mempunyai fase pengumpulan energi dalam jangka waktu tertentu dan kemudian masa pelepasan energi pada saat gempa besar. Periode ulang gempa 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 gempa di tempat tersebut 100 tahun, maka percepatan maksimum di tempat tersebut tentu akan kecil. 4.1. Metode Pemetaan Langkah-langkah membuat peta percepatan tanah maksimum (PGA) di Indonesia khususnya yang dilakukan di BMG adalah sebagai berikut : o Menyusun kembali data gempabumi yang terjadi dalam wilayah Indonesia dan sekitarnya. o Membagi Indonesia menjadi grid dengan ukuran 0,5 derajad x 0,5 derajad. 51 o Menghitung percepatan tanah untuk tiap-tiap grid untuk semua data gempabumi dengan beberapa formula dan memilih satu percepatan yang paling besar pada tiap-tiap grid. o Menghitung percepatan tanah maksimum untuk tiap-tiap grid untuk berbagai periode ulang dengan menggunakan metode Mc.Guire. o Menentukan tingkat resiko berdasarkan nilai percepatan maksimum. o Membuat kontur peta resiko untuk wilayah Indonesia. 4.2. Perhitungan Percepatan Tanah Maksimum (PGA) Beberapa formula empiris PGA antara lain metode Donovan, Esteva, Murphy O’Brein, Gutenberg – Richter, Kanai, Kawasumi dan lain-lain. Formulaformula empiris tersebut ditentukan berdasarkan suatu kasus gempabumi pada suatu tempat tertentu, dengan memperhitungkan karakteristik sumber gempabuminya, kondisi geologi dan geotekniknya. Dari beberapa formula tersebut dipilih formula Murphy –O’Brein, GutenbergRichter dan Kanai untuk diterapkan pada pemetaan ini. Formula MurphyO’Brein memberikan hasil yang mirip dengan formula Gutenberg-Richter yang dikombinasikan dengan formula attenuasi intensitas (Subardjo-Prih Harjadi) yang ditentukan berdasarkan gempa Flores, 12 Desember 1991. Formula Kanai perhitungan percepatan tanahnya memperhitungkan site effect yang direpresentasikan oleh periode dominan tanah di site tersebut. Perhitungan dengan formula-formula ini mengunakan data gempabumi selama periode 100 tahun. Tiga gambar berikut adalah contoh hasil pemetaan percepatan maksimum dengan menggunakan formula Gutenberg-Richter yang digabung dengan formula attenuasi intensitas berturut-turut untuk wilayah Indonesia, Jawa barat dan Sulawesi Utara. 52 Gambar 4.1. Peta percepatan tanah maksimum Indonesia formula Richter yang dikombinasi dengan formula attenuasi intensitas Subardjo-Prih Harjadi. Gambar 4.2. Peta percepatan tanah maksimum Jawa bagian Barat formula Richter yang dikombinasi dengan formula attenuasi intensitas Subardjo-Prih Harjadi. 53 Gambar 4.3. Peta percepatan tanah maksimum Sulawesi bagian Utara formula Richter yang dikombinasi dengan formula attenuasi intensitas Subardjo-Prih Harjadi. 4.3. Pengaruh Percepatan Tanah Terhadap Konstruksi Bangunan. Bila suatu gelombang melalui suatu lapisan sedimen maka akan timbul suatu resonansi. Ini disebabkan karena gelombang gempa mempunyai spektrum yang lebar sehingga hanya gelombang gempa yang sama dengan periode dominan dari lapisan sedimen yang akan diperkuat. Bangunan-bangunan yang berada diatasnya akan menerima getaran-getaran tersebut, dimana arahnya dapat diuraikan menjadi dua komponen yaitu : komponen vertikal dan komponen horizontal. Untuk getaran yang vertikal, pada umumnya kurang membahayakan sebab searah dengan gaya gravitasi. Sedangkan untuk komponen horizontal menyebabkan keadaan bangunan seperti diayun. Bila bangunan itu tinggi, maka dapat diumpamakan seperti bandul yang mengalami getaran paksaan (force vibration), ini sangat membahayakan sekali Untuk mendirikan bangunan tahan gempa, harus diperhatikan percepatan tanah maksimum di daerah tersebut dan bangunan harus di design sedemikian hingga 54 dapat menahan percepatan tanah tersebut. Bila suatu bangunan konstruksinya lebih lemah dari yang diperkirakan, maka bangunan disebut under design, ini sangat membahayakan dan dapat disebut bangunan tidak tahan gempa (non earthquake resistance). Bila suatu bangunan konstruksinya lebih kuat dari yang diperkirakan, maka bangunan disebut over design. Ini merupakan pemborosan biaya, maka apabila ingin membangun bangunan tahan gempa, hal-hal diatas perlu diperhatikan dan masalah percepatan tanah memegang peranan penting. Dalam kaitan dengan bangunan tahan gempa, maka zonasi seismik perlu dibuat, dan secara umum di Indonesia telah dibuat zone seismik berdasarkan data historis kegempaan periode sebelum tahun tujuhpuluhan, wilayah Indonesia dibagi menjadi 6 zone seismik seperti berikut: Zone 1 : Zone 2 : Zone 3 : Zone 4 : Zone 5 : Zone 6 : Daerah dengan seismisitas sangat tinggi (7 –8 SR) Irian bagian utara Daerah dengan seismisitas aktif (sekitar 7 SR) Sumatra bagian barat, Selatan Jawa, Nusatenggara, Irian Jaya dan Sulawesi Utara Daerah yang terdapat lipatan, patahan dan rekahan (> 7 SR) Sepanjang pantai Sumatra bagian barat, Sepanjang Pantai Jawa bagian selatan. Daerah lipatan & patahan (sekitar 7) Sumatra, Jawa bagian utara, Kalimantan Timur, Sulawesi Selatan dan Irian Daerah dengan seismisitas rendah Sepanjang pantai timur Sumatra dan Kalimantan Tengah Daerah stabil Irian bagian selatan Pembagian daerah aktif gempa bisa juga ditinjau dari data makro atau intensitas gempa yang pernah dirasakan. Peta intensitas gempa Bengkulu pada tanggal 4 Juni 2000 adalah satu kasus data makro yang langsung bisa dikaitkan dengan bangunan. Beberapa kasus gempa merusak merupakan data makro yang menghasilkan peta intensitas regional seperti yang dilakukan oleh 55 J. Murjaya dan G. Ibrahim pada tahun 1997 (gambar 9.3). Pada peta ini, daerah yang terkena dampak gempa bumi dibagi menjadi 4 daerah; 1. Daerah dengan intensitas MMI IX atau lebih. 2. Daerah dengan intensitas MMI VII-VIII. 3. Daerah dengan intensitas MMI V-VI. 4. Daerah dengan intensitas MMI < V Pembagian ini masih bersifat regional, dengan perkataan lain bahwa untuk analisis resiko gempa pada suatu bangunan yang terletak pada suatu tempat di satu kota, memerlukan analisis mikro yang memasukkan beberapa unsur seperti lapisan tanah tempat bangunan, ketebalan lapisan, respon tanah dan bangunan terhadap getaran. Untuk mengetahui besarnya simpangan akibat gempa, Mario Paz (1979) merepresentasikan bangunan sebagai sistem yang terdiri atas massa, pegas dan redaman. Dalam hal ini hanya dibahas sistem dengan satu derajat kebebasan seperti pada gambar berikut: Gambar4.4. Sistem bangunan bertingkat Satu Dengan : F(t) = gaya yang berubah-ubah terhadap waktu. K = konstanta pegas kolom dinding. C = koefisien redaman. X = simpangan relatif massa m terhadap pondasi. 56 Bentuk persamaan gerak kesetimbangan dinamis dinyatakan sebagai berikut : dimana : FI mx adalah gaya inersia. FD cx adalah gaya redaman. FS kx adalah gaya pegas kolom dinding. Sehingga persamaan menjadi : Selama terjadi gempa bangunan akan mengalami getaran vertikal dan horizontal. Gaya inersia atau gaya seismik pada suatu titik massa bangunan membentuk arah vertikal dan horizontal. Dari kedua bentuk gaya tersebut, gaya dalam arah vertikal hanya sedikit sekali dapat mengubah gaya gravitasi yang bekerja pada bangunan, sehingga gaya horisontal (gaya lateral) menjadi sangat penting artinya. Dengan demikian sistem akan mengalami simpangan tambahan pada pondasinya, karena adanya simpangan permukaan tanah itu sendiri, seperti yang dilukiskan pada gambar berikut : Gambar4.5. Sistem bangunan bertingkat satu dengan simpangan tanah maka jumlah percepatan massa m menjadi : 57 dan gaya inersia menjadi : Apabila gaya luar F(t)= 0, maka FI FD FS 0 atau ( mx mxg ) cx kx 0 x (c / m) x ( k / m) x xg dan akhirnya diperoleh : dimana : (c / 2m ) adalah fraksi dumping kritis. (k / m) adalah frekuensi natural. Apabila xg adalah getaran acak, maka simpangan relatif X(t) dapat dihitung dengan Metode Integral Duhamel. Untuk kondisi awal X(0)=0, maka X(t) diperoleh sebagai berikut : Dari persamaan tersebut diatas terlihat bahwa respon bangunan terhadap getaran seismik bergantung pada : 1. Frekuensi natural sistem bangunan ( ). 2. Frekuensi dumping kritis sistem bangunan ( ). 3. Percepatan getaran tanah akibat gempa xg (t ) . Simpangan relatif X(t) sangat penting untuk perencanaan bangunan tahan gempa, karena regangan (strain) bangunan sebanding dengan simpangan relatifnya. R. Sano menyatakan bahwa perbandingan antara gaya seismik F= mxg dan gaya gravitasi W = m.g disebut koefisien seismik k. Pernyataan yang memasukkan gaya seismik dalam perhitungan bangunan tahan gempa dikenal dengan nama koefisien seismik Sano. 58 Apabila bangunan dengan massa m mengalami percepatan xg maka gaya inersia atau gaya seismik yang bekerja dinyatakan dalam bentuk : F mxg Jika berat bangunan dinyatakan dengan W maka : W = m.g Dengan demikian persamaan menjadi : F (W / g ) xg ( xg / g )W atau dimana : F = gaya inersia atau gaya seismik. K = koefisien seismik Sano. W = berat bangunan. xg = percepatan getaran tanah akibat gempa. G = percepatan gravitasi. 59 BAB V LOKALISASI GEMPABUMI Untuk menentukan lokasi sumber gempabumi diperlukan data waktu tiba gelombang seismik dengan sekurang – kurangnya 4 data waktu tiba gelombang P. Sedangkan penentuan magnitude gempa memerlukan pengukuran amplitude, dan periode atau lamanya gelombang tersebut tercatat di suatu stasiun . Selain itu juga diperlukan data posisi stasiun yang digunakan dan model kecepatan gelombang seismik. Episenter gempa dapat ditentukan secara manual dengan metode lingkaran ataupun metode hiperbola, sedangkan program komputer untuk menentukan parameter gempa digunakan metode Geiger. Metode-metode tersebut dijabarkan sebagai berikut : 1. Metoda Lingkaran Dengan Tiga Stasiun. Dianggap ada tiga stasiun pencatat, masing–masing S, S2, dan S3. Dengan menggunakan dua data stasiun pencatat , S2 dan S3 sebagai pusatnya, dibuat lingkaran-lingkaran dengan jari-jari : r2 = v ( t2 – t1 ) r3 = v ( t3 – t1 ) dengan : r = jari-jari lingkaran. v = kecepatan gelombang t = waktu tiba gelombang Episenter yang dicari adalah pusat sebuah lingkaran yang melalui S dan menyinggung kedua lingkaran yang berpusat di S2 dan S3 tersebut. Pada penggunaan praktis, metode ini dilakukan dengan cara berulang-ulang mencoba membuat lingkaran ketiga sehingga didapatkan titik E yang terbaik. Dengan demikian metode ini kurang dapat diandalkan, karena kualitas penentuannya tergantung pada ketelitian penggambaran ketiga lingkaran tersebut. 60 Gambar5.1. Penentuan episenter dengan metode lingkaran tiga stasiun 2. Metode Hiperbola Bila dianggap kecepatan gelombang seismik v konstan dengan tiga stasiun S 1, S2 dan S3 diukur waktu tiba gelombang seismik pada ketiga stasiun itu adalah jam t1, t2, dan t3 dimana t3 > t2 > t1, maka dengan menggunakan pasangan stasiun S1 dan S2, episenternya harus terletak pada sebuah kurva dengan harga t2 – t1 konstan. Kurva semacam ini berupa hiperbola dengan S1 dan S2 sebagai titik fokusnya. Karena telah diketahui t2 > t1 maka kurva hiperbolanya cekung kearah titik titik S1. Dengan cara yang sama dilakukan lagi untuk pasangan stasiun S2, S3 dan S3, S1. Ketiga hiperbola ini berpotongan pada suatu titik dan titik potong ini adalah episenternya. 3. Metode Titik Berat Dalam metode ini selain didapat koordinat episenter, kedalaman fokusnya juga dapat ditentukan. Dengan menggunakan tiga stasiun pencatat S1, S2, dan S3 dapat dibuat masing-masing lingkaran dengan pusat stasiun dan jari jari r1, r2 dan r3. Jari-jari lingkaran adalah jarak hiposenter d = (s-p) k, dimana k adalah konstanta Omori yang besarnya tergantung pada kondisi geologi setempat dan besarnya sekitar 7,8. Sedangkan (s-p) adalah beda waktu tiba gelombang S dan P. Koordinat episenter E merupakan perpotongan garis berat ketiga lingkaran tersebut. Garis berat lingkaran 1 dan 2 adalah garis yang menghubungkan perpotongan 61 lingkaran 1 dan lingkaran 2 (garis AB). Garis berat lingkaran 1 dan 3 adalah garis yang menghubungkan perpotongan lingkaran 1 dan lingkaran 3 (garis CD). Sedang Garis berat lingkaran 2 dan 3 adalah garis yang menghubungkan perpotongan lingkaran 2 dan lingkaran 3 (garis EF). Gambar 5.3. Penentuan episenter metode titik berat Kedalaman hiposenter (h) dapat diperoleh dengan rumus Pythagoras, h1 = (r12 –(S1 Ep)2)1/2 h2 = (r22 –(S2 Ep)2)1/2 , dan h3 = (r32 –(S3 Ep)2)1/2 dimana h merupakan ratarata dari h1, h2 , dan h3 . Dengan metode ini dapat pula ditentukan waktu kejadian gempa (origin time). Untuk menentukan origin time dengan pendekatan (s-p) digunakan grafik Wadati seperti terlihat pada gambar berikut. 62 Gambar 5.4 Grafik Wadati tp adalah waktu tiba gelombang P dan to adalah origin time dan besarnya gradien mendekati angka 1,73. 4. Metode Gerak Partikel 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 ketiga komponen (kompresi atau dilatasi) harus jelas. Variabel yang dipakai adalah setengah amplitude 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 (kompresi atau dilatasi). 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 amplitude komponen vertikal (AV) dan AH dibuat vektor resultannya, misalnya AR. 63 5. Metode Geiger Metode Geiger menggunakan data waktu tiba gelombang P dan atau gelombang S. Anggapan yang digunakan adalah bahwa bumi terdiri dari lapisan datar yang homogen isotropik, sehingga waktu tiba gelombang gempa yang karena pemantulan dan pembiasan untuk setiap lapisan dapat dihitung. Cara yang digunakan dengan memberikan harga awal hiposenter, kemudian menghitung waktu rambat gelombang untuk setiap stasiun yang digunakan. Dari perhitungan ini didapatkan residu, yaitu perbedaan antara waktu rambat 64 gelombang yang diamati dengan waktu rambat gelombang yang dihitung untuk setiap stasiun. Perkembangan perhitungan numerik dan teknik komputasi dewasa ini mengisyaratkan bahwa metode ini adalah yang paling cocok digunakan. Berdasarkan metode ini ditulis program-program lokalisasi sumber gempa seperti yang dikembangkan oleh Flinn (1960), Nordquist (1962), dengan menjaga stabilitas komputasinya Engdahl , dkk (1966) ; Lee dan Lahr (1972) ; Bulland (1976) . 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 gempa yang bersifat lokal (Lee,1981). Dalam penentuan episenter atau lokalisasi gempabumi, 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 5.4. Grafik penjalaran gelombang P, S, Pc, PcP, dan PP terhadap jarak. 65 Untuk gempa jauh atau teleseismik sifat-sifat gelombang yang telah dibahas pada bab terdahulu dapat digunakan. Sebagai ringkasan sifat-sifat gelombang teleseismik adalah sebagai berikut: Fase gelombang yang sering muncul adalah P, PP, PKP Fase gelombang P tercatat baik pada seismogram short period komponen vertikal. Fase S dan gelombang permukaan tercatat baik pada seismogram long period. Fase S tercatat baik pada komponen horizontal Gelombang permukaan adalah dispersive (umumnya long period akan tiba lebih dulu kemudian disusul yang lebih pendek periodenya) Gelombang Love sedikit lebih cepat dari gelombang Rayleigh dan keduanya lebih lambat dari gelombang S Pada komponen horizontal amplitude gelombang Love akan terlihat paling besar. Gelombang Rayleigh terlihat terbesar amplitudenya pada komponen vertikal. Pada gempa dalam akan muncul gelombang pP, sP, dan seterusnya. Pada gempa dangkal gelombang permukaan lebih dominan. 66 BAB VI MEKANISME SUMBER GEMPABUMI Gempa bumi 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 enersi yang terkumpul selama terjadi proses tegangan akan dilepaskan, pada waktu itulah gempa bumi 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 gempa San Fransisco yang terjadi di San Andreas Fault. Displacement dari Fault 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 6.1. Mekanisme sumber gempa Gambar (6.1) memperlihatkan mekanisme gempabumi yang menjadi sumber gempa tektonik. Garis tebal vertikal menunjukan pecahan atau sesar pada bagian bumi yang padat. Pada keadaan I menunjukan suatu lapisan yang belum terjadi perubahan bentuk geologi. Karena di dalam bumi terjadi gerakan yang 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 67 ini berjalan terus sampai stress yang terjadi ( dikandung ) di daerah ini cukup besar untuk merubahnya menjadi gesekan antara daerah A dan daerah B. Lama kelamaan karena lapisan batuan sudah tidak mampu lagi untuk menahan stress, maka akan terjadi suatu pergerakan atau perpindahan yang tiba-tiba sehingga terjadilah patahan. Peristiwa pergerakan secara tiba-tiba ini disebut gempabumi. Pada keadaan III menunjukan lapisan batuan yang sudah patah, karena adanya pergerakan yang tiba-tiba dari batuan tersebut. Gerakan perlahan-lahan sesar ini akan berjalan terus, sehingga seluruh proses diatas akan diulangi lagi dan sebuah gempa akan terjadi lagi setelah beberapa waktu lamanya, demikian seterusnya. Teori Reid ini dikenal dengan nama “Elastic Rebound Theory”. Dalam keadaan yang sebenarnya permukaan sesar 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: Gambar 6.2. Gerakan dasar dari sesar: sesar mendatar, sesar turun, dan sesar naik. 1. Gerakan sejajar jurus sesar, disebut sesar mendatar atau strike slip fault. Stress yang terbesar adalah stress horisontal dan stress vertikal kecil sekali. 2. Sesar relatif ke bawah terhadap blok dasar, disebut sesar turun / sesar normal atau gravity fault. 68 3. Gerakan relatif ke atas terhadap blok dasar, disebut sesar naik atau thrust fault / reverse fault. 1. Hubungan Gempabumi Dengan Bidang Sesar. Dalam hubungannya dengan bidang sesar beberapa analisis menyimpulkan bahwa gempa-gempa kecil di daerah yang frekuensi gempa rendah dapat digunakan atau ditandai daerah yang mempunyai bahaya gempa .Bidang sesar dalam hal ini menandakan gerak vertikal dua blok sesar di daerah di mana sesar aktif yang sebelumnya.tidak pernah diduga dapat terjadi. Dengan mengetahui arah gerakan sesar, dapat diketahui sumber atau asal gayagaya di daerah itu, misalnya dalam studi gempa mikro yang merupakan karakteristik daerah yang dapat memisahkan gempa–gempa akibat gaya tektonik dengan gempa-gempa yang disebabkan oleh keaktifan geothermal. Dalam hal ini sesar akibat gempa tektonik di tandai dengan gerakan horizontal. Gambar 6.3. Mekanisme dasar terjadinya sesar. Mekanisme dasar terjadinya sesar diperlihatkan pada gambar (6.3). 1. Perubahan (deformasi) blok sebelum terjadi gempa. 2. Deformasi blok setelah gempabumi terjadi. Akibat gempabumi bidang sesar yang berhadapan relatif bergeser sepanjang garis XY. 3. Mempunyai tingkat stress-strain (tekanan-regangan) yang sama dengan keadaan (1) dan merupakan keadaan yang sangat kritis untuk terjadi gempa.Sedangkan keadaan stress-strain setelah gempa terjadi sama dengan keadaan (2), selanjutnya blok atas akan terus menerus terpisah dari blok bawah sepanjang batas sesar yang melalui pengulangan gempa. 69 2. Parameter Bidang Sesar Ada beberapa hal penting dalam penentuan parameter bidang sesar (lihat gambar 6.2) : 1. Sesar mendatar yakni arah gerak blok sesar horizontal. Sesar ini terbagi dua: a. Right lateral yaitu gerak sesar mendatar yang searah dengan jarum jam. b. Left lateral yaitu gerak sesar mendatar yang berlawanan dengan arah jarum jam 2. Sesar tidak mendatar yakni arah gerak sesar vertikal atau miring, sesar ini ada tiga yaitu: a. Sesar turun yaitu sesar yang turun lebih rendah dari pada blok dasar. b. Sesar naik yaitu bloknya naik relatif terhadap blok dasar c. Sesar miring yaitu blok vertikal yang di iringi dengan gerakan horizontal (oblique fault). Gambar 6.4. Jenis-jenis patahan yang sering dijumpai 3. Proyeksi Diagram 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 equal area projection atau Schmidt net dan yang lain adalah Stereographic projection atau Wulf net. Secara umum solusi mekanisme fokus yang dinyatakan dalam proyeksi stereografik dapat digambarkan dengan tiga macam sesar yaitu, sesar mendatar, sesar normal, dan sesar naik seperti dapat dilihat pada gambar berikut: 70 Gambar 6.5. Simbul 3 macam patahan dasar 71 BAB VII TSUNAMI Istilah Tsunami berasal dari kosa kata Jepang Tsu yang berarti gelombang dan Nami yang berarti pelabuhan atau bandar. Negara Jepang secara geografis terletak pada daerah rawan gempa, sama dengan Indonesia. Dari sejarahnya di Jepang pada saat itu masyarakatnya telah mengamati dan mencatat peristiwa alam yang ada di sekitarnya, masyarakat di sana banyak tinggal di sekitar teluk yang menjadi pelabuhan sekaligus pusat ekonomi, sedangkan kita tahu bahwa pada daerah seperti teluk (konvergen) sifat gelombang laut akan menjadi kuat sebab gelombang laut saling terpantul dan terinterferensi (tergabung) menjadi gelombang yang besar sehingga kekuatan gelombang akan terfokus pada teluk tersebut, akibatnya tentu daerah tersebut akan terkena limpasan gelombang yang lebih besar dibandingkan dengan pantai yang rata. 1. Pengamatan Tsunami Tsunami mempunyai banyak aspek sebagaimana diteliti oleh para peneliti dari berbagai disiplin ilmu. Pembangkitnya berkaitan dengan proses geologi dan studinya dilakukan oleh para ahli geologi dan ahli geofisika, penyebaran dan pengamatannya oleh ahli oseanografi. Karakteristik di pantai seperti pelimpasan ke pesisir atau resonansi ke dalam teluk terutama dilakukan oleh para teknisi kelautan. Perencanaan penggunaan lahan dan kota di sekitar pantai selalu mempertimbangkan resiko tsunami dan pihak pemerintah bertanggung jawab terhadap peringatan dari ancaman tsunami dan pelaksanaan evakuasi. Studi tentang tsunami telah berkembang di bermacam bidang yang berbeda dan dengan berbagai interaksi diantara disiplin-disiplin tersebut. Gelombang tsunami berbeda dengan gelombang laut lainnya yang bersifat kontinu, gelombang tsunami ditimbulkan oleh gaya impulsif yang bersifat insidentil, tidak kontinu. Periode gelombang tsunami antara 10 – 60 menit, panjang gelombangnya mencapai 100 km. Kecepatan penjalaran tsunami sangat tergantung dari kedalaman laut dan penjalarannya dapat berlangsung mencapai ribuan kilometer. Bila tsunami mencapai pantai, kecepatannya bisa sampai 50 km/jam dan energinya sangat merusak daerah pantai yang dilaluinya. Ditengah lautan tinggi gelombang tsunami paling besar sekitar 5 meter, maka saat mencapai pantai tinggi gelombangnya bisa sampai puluhan meter karena terjadi penumpukan masa air. Saat mencapai pantai tsunami akan merayap 72 masuk daratan jauh dari garis pantai dengan jangkauan dapat mencapai sejauh 500 meter dari garis pantai. Dampak negatif yang diakibatkan tsunami adalah merusak rumah / bangunan, prasarana, tumbuh-tumbuhan dan mengakibatkan korban jiwa manusia serta menyebabkan genangan, kontaminasi air asin lahan pertanian, tanah dan air bersih. Bencana yang diakibatkan oleh tsunami tergantung antara lain pada magnitude gempa, morfologi laut, lingkungan pantai, bentuk pantai, infrastruktur di pantai dan jumlah penduduk. Bencana Tsunami terbukti menelan banyak korban manusia maupun harta benda, sebagai contoh pada tsunami di Flores tahun 1992 meninggal lebih dari 2000 orang, kemudian pada tsunami di Banyuwangi menelan korban 800 orang lebih, belum termasuk harta benda yang telah hancur. Meletusnya gunung Krakatau tahun 1883 menimbulkan tsunami yang menelan korban 36.000 jiwa, ini merupakan jumlah korban terbesar yang tercatat dalam sejarah tsunami. Di Jepang angka statistik bencana karena tsunami cukup besar. Pada periode 1947-1970 bencana alam tsunami menduduki urutan tertinggi setelah angin ribut, gempabumi , banjir dan hujan lebat. Untuk Indonesia pencatatan tentang tsunami telah dilakukan sejak zaman penjajahan Belanda meskipun hanya sebatas laporan masyarakat. Riset tsunami di Indonesia dimulai setelah peristiwa bencana tsunami di Flores pada tahun 1992, sejak itu kegiatan riset dan penelitian mulai berkembang, dengan dipelopori oleh BMG kemudian lembaga riset dan perguruan tinggi seperti BPPT, LIPI, ITB, dan lain-lain. Dalam perkembangannya sekarang telah banyak peneliti tsunami muncul di Indonesia, namun infrastruktur untuk keperluan pemantau tsunami masih belum memadai. Penyebab tsunami yaitu gempabumi tektonik, erupsi gunung berapi, longsoran, dan kemungkinan meteor jatuh. Dari keempat jenis tersebut, gempa bumi tektonik bawah laut yang merupakan penyebab paling sering menimbulkan tsunami. Beberapa jenis sesar yang terjadi pada sumber gempabumi seperti terlihat pada gambar (6.4) dapat menimbulkan tsunami. Dengan adanya perubahan (dislokasi) pada lantai samudera secara mendadak, dapat mempengaruhi kolom air di atasnya yang selanjutnya dapat menimbulkan gelombang tsunami. Meskipun demikian tsunami akan timbul, bila beberapa persyaratan lingkungan mendukungnya. 73 Dari hasil penelitian diperoleh persyaratan terjadinya tsunami adalah: a. b. c. d. Gempabumi dengan hiposenter di laut. Gempabumi dengan magnitude lebih besar dari 6.0 skala Ricter Gempabumi dengan pusat gempa dangkal. Gempabumi dengan pola mekanisme focus dominan adalah sesar naik atau sesar turun. e. Morfologi pantai / bentuk pantai biasanya pantai terbuka dan landai serta berbentuk teluk. 2. Lokasi Tsunami Tsunami banyak terjadi di sekeliling samudara Pasifik, seperti di Amerika Selatan, Amerika Tengah, Alaska, Aleutian, Kamchatka, Kuril, Jepang dan wilayah Indonesia. Juga tsunami terdapat di laut Mediterania dan laut Karibia. Wilayah Indonesia yang merupakan benua maritim dengan laut yang mengelilingi pulau-pulaunya sangat potensial terhadap ancaman tsunami. Meliputi pantai barat Sumatra, Selat Sunda, pantai selatan Jawa Timur, sebelah utara Flores, Sulawesi Tengah bagian barat, pantai utara Sulawesi Utara, bagian selatan pulau Seram dan bagian utara Papua seperti diperlihatkan pada gambar (7.1). Sedangkan pantai rawan tsunami lebih luas lagi seperti terlihat pada gambar (7.2). Gambar 7.1 Peta potensi tsunami Indonesia 74 Peta Potensi Tsunami adalah peta yang mengambarkan bahaya tsunami pada daerah tersebut berdasarkan kejadian tsunami yang pernah melanda, data yang dipakai dasar dalam pembuatan peta ini adalah data ketinggian run up (limpasan) yang terukur pada waktu kejadian di lapangan, ketinggian diukur dengan titik dasar pada garis pantai. Dari data run up yang ada kemudian dibedakan menjadi tiga kategori ketinggian run-up sesuai dengan fakta dilapangan yaitu : Tidak bahaya, (0 – 2 m run-up, warna hijau). Bahaya, (2 - 5 m run up, warna kuning). Sangat bahaya, (5m keatas warna merah). Gambar 7.2 Peta rawan tsunami Indonesia Peta rawan tsunami adalah peta yang menggambarkan pantai-pantai di Indonesia yang rawan terhadap tsunami dengan asumsi bahwa pantai tersebut berhadapan langsung dengan sumber kegempaan yang telah berhasil diidentifikasi, misalnya zona penunjaman maupun sesar. Dari kedua peta tersebut dapat dibuat peta resiko tsunami yaitu peta yang menggambarkan daerah pantai yang mempunyai tingkat resiko terhadap bahaya tsunami berdasarkan data historis maupun daerah rawan tsunami, kemudian dari data run-up yang pernah di catat dilakukan skala pembobotan berdasarkan ketinggian limpasan. 75 Teluk dan bagian yang melekuk dari pantai sangat rawan akan bencana tsunami, para nelayan biasanya banyak mencari ikan dan bermukim di teluk. Daerah ini juga memiliki pantai landai yang memungkinkan gelombang pasang merayap ke daratan. Di Indonesia sebagian besar tsunami yang terjadi disebabkan oleh gempa tektonik di sepanjang daerah subduksi dan daerah seismik aktif lainnya. Tercatat sebanyak 90 % kejadian tsunami disebabkan gempa tektonik, 9 % disebabkan oleh letusan gunung api dan 1 % disebabkan oleh longsoran (Latief et al, 2000). Kejadian tsunami di Indonesia pada umumnya adalah tsunami lokal yang terjadi sekitar 10 – 20 menit setelah terjadinya gempabumi yang dirasakan oleh penduduk setempat. Sedangkan tsunami jarak jauh adalah yang terjadi 1 – 8 jam setelah gempa dan penduduk setempat tidak merasakan getaran gempabuminya. Kecepatan gelombang tsunami dipengaruhi oleh kedalaman laut dimana sumber gempa terjadi, dan secara empiris dirumuskan: v = gd …………………………. (7-1) dimana g adalah percepatan gravitasi dan d adalah kedalaman laut. Sedangkan besarnya energi tsunami ditentukan oleh ketinggian dan luasan kerak bumi pada sumber gempa, dan diformulakan: E(t) = 1/6 gh2A ……………..(7-2) Dimana E(t) adalah Energi tsunami, = densitas, h dan A berturut-turut ketinggian dan luas crustal displacement. 3. Skala Kekuatan Tsunami Ukuran kekuatan tsunami terdapat dalam berbagai skala magnitude. Imamura (1949) dan Iida (1958) membuat skala magnitude tsunami sebagai berikut: MAGNITUDE TSUNAMI (m) KETINGGIAN TSUNAMI h (meter) -1 < 0.5 0 1 KERUSAKAN - Tidak ada - Sangat sedikit 76 1 2 - Beberapa rumah di pantai kapal terdampar kepantai 2 4–6 3 10 - 30 - Kerusakan sampai sejauh 400 meter dari garis pantai. 4 > 30 - Kerusakan sampai sejauh 500 meter dari garis pantai - Kerusakan dan korban tertentu dekat pantai rusak, di daerah Harga m mendekati persamaan m = log 2 h Skala Imamura – Iida similar dengan skala intensitas gempabumi, pemakaian skala ini lebih cocok terutama untuk tsunami yang telah lama terjadi (histories data) dimana alat pencatat belum ada. Soloview (1970) mengemukakan intensitas tsunami sebagai : = log 2 ( 2 h) Dimana h adalah tinggi tsunami rata-rata. Selanjutnya Abe (1979, 1981, 1989 b) membuat skala magnitude dari penelitian beberapa gempa pembangkit tsunami : Mt = log H + C + 9.1 Untuk regional (100 km <<3500 km) menjadi : Mt = log H + Log + 5.8 Dimana H adalah amplitudo maksimum dari ukuran tinggi air pasang dalam meter, C adalah faktor jarak, ( tergantung dari kombinasi antara sumber dan titik-titik pengamatan) adalah jarak dalam km. 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. 77 BAB VIII MIKROTREMOR Mikrotremor merupakan getaran tanah selain gempa bumi, bisa berupa getaran akibat aktivitas manusia maupun aktivitas alam. Jadi mikrotremor bisa terjadi karena getaran akibat orang yang sedang berjalan, getaran mobil, getaran mesin-mesin pabrik, getaran angin, gelombang laut atau getaran alamiah dari tanah. Mikrotremor mempunyai frekuensi lebih tinggi dari frekuensi gempabumi, periodenya kurang dari 0,1 detik yang secara umum antara 0.05 – 2 detik dan untuk mikrotremor periode panjang bisa 5 detik, sedang amplitudenya berkisar 0,1 – 2,0 mikron. Implementasi mikrotremor adalah dalam bidang prospecting, khususnya dalam merancang bangunan tahan gempa, juga dapat dipakai untuk investigasi struktur bangunan yang rusak akibat gempa. Dalam merancang bangunan tahan gempa sebaiknya perlu diketahui periode natural dari tanah setempat untuk menghindari adanya fenomena resonansi yang dapat memperbesar (amplifikasi) getaran jika terjadi gempabumi. Mikrotremor juga dapat dipakai untuk mengetahui jenis tanah atau top soil berdasarkan tingkat kekerasannya, dimana semakin kecil periode dominan tanah maka tingkat kekerasannya semakin besar atau tanah yang mempunyai periode dominan semakin besar semakin lunak atau lembek sifatnya. Para ahli bangunan Cina mengklasifikasikan jenis tanah menjadi 4 macam berdasarkan periode dominan naturalnya, adalah: bad rock atau hard rock, medium hard rock, medium soft soil dan soft soil (clay). Keempat macam jenis tanah itu berturut-turut mempunyai periode dominan natural: kurang dari 0,1 detik; 0,1 – 0,4 detik; 0,4 – 0,8 detik dan lebih dari 0,8 detik. Untuk melakukan pengukuran periode dominan tanah natural sebaiknya dilakukan pada saat getaran tremor yang lain seminimal mungkin, misalnya pada waktu malam hari dimana aktivitas manusia tidak ada, sehingga diharapkan getaran yang terekam benar-benar getaran asli dari tanah. 1. Pengukuran Mikrotremor Pada dasarnya pengukuran mikrotremor dapat dilakukan dengan alat pencatat gempabumi atau seismograf. Namun karena mikrotremor mempunyai karakteristik berbeda dengan gempabumi baik periode maupun amplitudonya, maka untuk mengukur parameter-parameter mikrotremor digunakan seismograf khusus yang disebut mikrotremormeter. 78 Mikrotremometer terdiri dari dua komponen pengukur yaitu, pengukur amplitude dan pengukur periode. Pada komponen pengukur amplitude biasanya terdiri dari tiga pilihan, yaitu amplitude simpangan, kecepatan dan percepatan. Sedang pada komponen pengukur periode atau frekuensi mikrotremormeter dilengkapi dengan alat pencacah sampel frekuensi berupa tape recorder beserta alat digital analyzer. Pada saat ini perkembangan alat pencatat gempabumi sangat pesat, sehingga dengan seismograf tipe digital periode bebas (digital broad band seismograph), pengukuran mikrotremor dapat dilakukan, karena selain periode mikrotremor yang dapat dipisahkan, alat ini juga dilengkapi dengan program analisis spektrum. 2. Karakteristik Tanah Karakteristik tanah permukaan suatu tempat sangat penting artinya dalam pengkajian masalah seismologi. Dari hasil pengukuran mikrotremor untuk mengetahui karakteristik tanah di berbagai tempat di Jepang, Amerika dan negara-negara yang pernah dilanda gempa besar ternyata ada hubungan antara karakteristik tanah dengan penjalaran gelombang gempa yang sampai pada permukaan. Apabila periode bangunan sama dengan periode gempa yang sampai di permukaan, maka akan terjadi resonansi dan interferensi getaran sehingga meningkatkan intensitas kerusakan akibat gempa. Berdasarkan hal tersebut maka dalam pembangunan gedung-gedung atau bangunan penting harus memperhitungkan tingkat faktor karakteristik tanah yang meliputi: jenis tanah permukaan, percepatan tanah maksimum dan periode dominan tanah permukaan yang bersangkutan. 3. Klasifikasi Tanah Permukaan. Dari pengukuran mikrotremor untuk memperoleh harga periode dominan, para ahli di Jepang membuat klasifikasi jenis tanah permukaan menjadi beberapa kelompok menurut pola atau bentuk kurva distribusi mikrotremor. Kurva tersebut merupakan hubungan antara periode mikrotremor sebagai absis dan jumlah atau frekuensi selang periode tersebut sebagai ordinat. Kanai telah melakukan klasifikasi jenis tanah permukaan menjadi empat macam yaitu: Jenis I: Tanah terdiri dari batuan keras (rock) hard sandy gravel, dan tanah yang tergolong dalam tersier atau lapisan tanah tua. Kurva 79 distribusinya mempunyai bentuk yang sederhana dengan satu puncak pada periode 0,5 detik. Range periode antara 0 – 0,3 detik mempunyai frekuensi 300 kali dalam 1 menit. Jenis II: Jenis tanah yang digolongkan sebagai tanah pasir berbatu (keras), pasir dengan tanah yang dapat digolongkan pada alluvial atau alluvial berbatu dengan tebal sekitar 5 meter atau lebih. Kurvanya berbentuk sederhana dengan satu puncak. Range periode agak melebar sampai 0,8 detik atau lebih dengan frekuensi lebih rendah dari jenis I. Jenis III: Tanah jenis pasir, sandy clay, clay atau yang dapat digolongkan pada jenis alluvial. Kurvanya agak kompleks, dengan range periodenya melebar sampai 1,0 detik, bentuk puncaknya tidak tajam tetapi melebar dibanding jenis I dan II. Jenis IV: Tanah ini digolongkan kedalam tanah lembek, berupa endapan delta atau endapan lumpur dari sungai dan dapat dibagi dalam: - Alluvial yang terdiri dari endapan tanah lunak (soft delta), top soil, lumpur dan sejenisnya dengan kedalaman 30 m atau lebih. - Tanah urug baik berupa tanah lunak, humus atau lumpur atau yang lainnya. Kurvanya mempunyai bentuk yang kompleks dengan beberapa puncak dan range periodenya melebar sampai 2 detik atau lebih. S. Omote dan N. Nakajima mengklasifikasikan menjadi tiga macam, yaitu: Jenis A : Periode dominan antara 0,1 – 0,25 detik, dimana jumlah gelombang dengan periode 0,25 detik sedikit. Jenis B : Periode dominan antara 0,25 – 0,40 detik, dengan gelombang yang periodenya 0,40 sedikit. Jenis C : Periode dominan 0,40 detik, dengan gelombang yang periodenya 0,8 detik cukup banyak. Kedua jenis klasifikasi tersebut telah dikonversi dan dipakai sebagai standar dalam perencanaan bangunan tahan gempa atau a seismic design. Hasil konversi tersebut adalah sebagai berikut: Klasifikasi Tanah Periode 80 Kanai Omote Nakajima Dominan (detik) Keterangan Jenis I Jenis A 0,05 - 0,15 Batuan tersier atau lebih tua, terdiri atas batuan hard sandy gravel 0,10 – 0,25 Jenis II Batuan alluvial dengan ketebalan sekitar 5 m, terdiri dari sandy gravel, sandy hard clay, loam Jenis III Jenis B 0,25 – 0,40 Batuan alluvial hampir sama dengan jenis II, hanya dibedakan oleh adanya formasi bluff. Jenis IV Jenis C > 0,40 Batuan alluvial yang terbentuk dari delta top soil, lumpur dan lain-lain dengan kedalaman sekitar 30 m. 81 BAB IX GEMPABUMI DI INDONESIA 1. Pola Kegempaan Kegempaan di Indonesia berkaitan dengan zona subduksi yang berbagai bentuk dan bermacam arah. Zona subduksi merupakan daerah utama gempabumi, sebagian besar gempa terjadi di zona subduksi, baik gempa dangkal, menengah maupun dalam, sehingga zona ini disebut sebagai zona seismik aktif. Palung laut dan gunung api terdapat di zona ini. Kepulauan Indonesia terletak pada pertemuan tiga lempeng tektonik utama, yaitu lempeng Eurasia di Utara, lempeng Indo-Australia di selatan, lempeng Pasifik di timur dan lempeng kecil Filipina diantara ke tiga lempeng utama tersebut. Batas lempeng- lempeng ini di wilayah Indonesia umumnya berbentuk zona subduksi yang mempunyai arah dan jenis penunjaman berbeda-beda, seperti terlihat pada gambar 1.4. Secara umum struktur tektonik Indonesia bagian timur lebih rumit dibanding Indonesia bagian barat. Di wilayah Indonesia bagian barat, lempeng IndoAustralia menunjam dari arah selatan ke utara di bawah lempeng Eurasia, ditandai dengan jalur gempa Mediteran. Sedangkan di wilayah Indonesia bagian timur, lempeng Pasifik bertemu dengan lempeng Filipina, lempeng Eurasia dan lempeng Indo-Australia, ditandai dengan bertemunya jalur gempa Mediteran dengan jalur gempa Sirkum Pasifik. Di wilayah Indonesia, membentang dari barat ke timur palung laut yang merupakan indikasi adanya zona subduksi yaitu palung Sunda, palung di daerah Laut Banda, daerah Maluku dan daerah Sulawesi Utara. Patahan / sesar yang merupakan dampak dari tumbukan lempeng-lempeng tektonik tersebut dan menjadi daerah sumber gempabumi terdapat sepanjang pulau Sumatra, beberapa tempat di Pulau Jawa, sebelah utara Flores, Sulawesi, Maluku Utara dan Papua, dapat dilihat pada gambar 1.5. 2. Seismisitas Untuk memantau gempabumi di wilayah Indonesia dan sekitarnya, telah didirikan 29 stasiun pencatat gempa yang tersebar mulai dari Banda Aceh 82 sampai Jayapura. Disamping itu telah terpasang pula 5 sistem jaringan telemetri yang masing-masing dikoordinir oleh kantor regional di Medan, Ciputat, Denpasar, Makasar, Jayapura dan semuanya terhubung dengan kantor pusat di Jakarta. Perkembangan teknologi menuntut sistem pencatatan gempa secara cepat dan tepat, oleh karena itu sejak tahun 1997 BMG bekerja sama dengan pemerintah Jepang telah membuat jaringan seismograf jenis digital broad band. Jaringan seismograf jenis digital broad band ini diberi nama JISNET (Japan Indonesia Seismological Network) yang tersebar di seluruh wilayah Indonesia bagian Barat dan Tengah berjumlah 22 stasiun. Disamping itu tahun 2004 BMG bekerja sama dengan CTBTO (Comprehensive Nuclear Test Ban Treaty Organization) sedang membangun jaringan seismograf jenis digital broadband lain yang secara khusus untuk mendeteksi ledakan nuklir bawah tanah. Jaringan ini terdiri dari 6 stasiun masing-masing di Prapat (Sumatera Utara), Lembang (Jawa Barat), Kupang (Nusa Tenggara Timur), Kapang (Sulawesi Selatan), Sorong dan Jayapura (Papua). Pada tahun 2004 jaringan seismograf yang dibangun oleh BMG telah mencapai lebih dari 80 buah, namun wilayah Indonesia yang sangat luas dan sebagian besar merupakan daerah aktif gempa, jumlah tersebut masih jauh dari cukup. Untuk itu dalam rangka penelitian sesar aktif dan untuk merapatkan jaringan seismograf yang telah ada, akan segera dibuat lagi tiga jaringan seismograf kecil atau mini RSC (Regional Seismological Center) masing-masing terdiri dari empat sensor. Ketiga mini RSC itu berturut-turut ada di Padang Panjang, Kepahiang, dan Palu. Gambar (9.1) memperlihatkan peta jaringan seismograf di Indonesia. Sedang gambar (9.2) memperlihatkan jaringan seismograf telemetri Pusat Gempabumi Regional (PGR) Medan, Ciputat, Denpasar, Makasar dan Jayapura. Sejak tahun 1998 Indonesia ditunjuk oleh perhimpunan Meteorologi dan Geofisika ASEAN sebagai pusat informasi kegempaan AEIC (Asean Earthquake Information Center). Semua data kegempaan wilayah ASEAN dikumpulkan di sini. 83 Gambar 9.1. Peta jaringan seismograf di Indonesia Gambar 9.2. Jaringan seismograf telemetri Pusat Gempabumi Regional Medan, Ciputat, Denpasar, Makasar, dan Jayapura 84 Penyebaran gempabumi di wilayah Indonesia terkonsentrasi di daerah penujaman lempeng tektonik. Gempa dangkal terdapat di sepanjang bagian barat Sumatra, bagian selatan Jawa, Nusa Tenggara, Banda, Maluku, Sulawesi, Papua dan di daerah-daerah sesar. Gempa menengah tersebar sepanjang pantai barat Sumatra, kemudian di Jawa, Nusa Tenggara, Banda, Maluku dan Sulawesi. Sedangkan gempa dalam tidak terdapat di Sumatra, tetapi mulai muncul dari Jawa Tengah sebelah utara, Nusa tenggara bagian utara hingga di sebelah barat Maluku dan Sulawesi. Peta sebaran gempabumi di Indonesia dapat dilihat pada gambar (1.6). Secara statistik tercatat bahwa di Indonesia sebagian besar gempabumi yang terjadi adalah gempa dangkal, yaitu 70 %, sisanya adalah gempa menengah dan gempa dalam. Sebagian besar episenter gempa, lebih 70 % tersebar di bawah permukaan laut. Frekuensi kejadian gempabumi di wilayah Indonesia timur jauh lebih banyak dibanding wilayah Indonesia barat, hampir 80 % gempa di Indonesia berlokasi di Indonesia Timur. Palung laut terdapat memanjang mulai dari Andaman, bagian barat Sumatra, bagian selatan Jawa-Nusa Tenggara, membelok membentuk setengah lingkaran di daerah Laut Banda. Kemudian di Sulawesi, daerah Maluku dan utara Irian yang menyambung dengan palung Mindanao. Di sepanjang pulau Sumatra terdapat sesar Sumatra dengan arah dekstral sedangkan di Utara Irian terdapat sesar Sorong. Beberapa sesar lainnya terdapat di darat, yaitu di Pulau Jawa, pulau Sulawesi dan pulau Irian. Semuanya merupakan daerah yang rentan terhadap gempa. Gunung api aktif sebanyak 129 buah berjajar sepanjang pulau Sumatra, pulau Jawa, Nusa Tenggara, daerah laut Banda, Sulawesi Utara dan Maluku. Berdasarkan gempa yang terjadi, dibuat peta intensitas gempabumi di Indonesia. Kerusakan dengan intensitas mencapai IX skala MMI terjadi di Sumatra di daerah Tarutung dan Liwa, beberapa tempat di Jawa yaitu daerah Majalengka, Jawa Tengah dan Malang. Intensitas mencapai VIII skala MMI terdapat di sepanjang bagian barat Sumatra, Jawa Barat bagian tengah dan selatan, Jawa Tengah, Jawa Timur bagian selatan, Bali, Lombok, Sulawesi Selatan bagian utara, Sulawesi bagian utara dan tengah, Irian Jaya bagian kepala burung dan utara. Di Indonesia daerah yang relatif aman terhadap bencana gempa dibandingkan dengan daerah-daerah lainnya adalah Kalimantan bagian barat dan tengah, intensitas maksimum di daerah ini lebih kecil dari V skala MMI. Gambar (9.3) memperlihatkan peta intensitas maksimum dari gempabumi yang pernah terjadi di Indonesia. 85 Gambar 9.3. Peta pembagian wilayah intensitas gempabumi di Indonesia (J. Murjaya & G. Ibrahim, 1997) 3. Zona Subduksi Kedalaman gempa maksimum di Sumatra adalah 180 km, berarti disini zona subduksi menunjam sejauh 180 km. Arahnya dari utara ke selatan dengan sudut penunjaman 25o, jenis subduksi miring (oblique fault). Kedalaman palung laut Sumatra sekitar 4500 meter dan palung laut Jawa mencapai 7000 meter. Lempeng menunjam rata-rata dengan kecepatan 6,8 cm pertahun. Mulai dari Jawa Tengah sampai Flores Barat, lempeng menunjam sampai kedalaman 650 km. Tetapi pada kedalaman antara 260 – 542 km di Jawa Tengah dan kedalaman antara 280 – 360 km di Flores Barat terdapat diskontinu lempeng. Kecepatan penunjaman lempeng sekitar 7,5 cm pertahun. Gunung api terdapat pada lokasi yang berkaitan dengan kedalaman gempabumi antara 100 dan 200 km. Kasus lempeng yang terputus ini juga dijumpai di daerah zona subduksi Peru dan Chili. Di wilayah Laut Banda bentuk penunjaman lempeng lebih komplek. Sebelah selatan terdapat palung Timor dan di utara adalah palung Seram. Kedua palung ini melingkar membentuk setengah lingkaran mulai dari selatan pulau Timor, Tanimbar, berbelok ke atas di sebelah timur kepulauan Kai dan kemudian berbalik ke arah barat di sebelah utara pulau Seram dan Buru. Kedalaman palung Timor sekitar 2500 meter, palung Seram antara 4000 – 5000 meter, dan basin Weber mencapai kedalaman 7000 meter. Zona subduksi di daerah laut Banda adalah berbentuk suatu permukaan cekung, lempeng-lempeng tektonik menunjam dari arah utara dan dari arah 86 selatan yang bertemu di Laut Banda. Kedalamannya berkurang dari arah barat ke timur, di sebelah barat dekat pulau Alor penunjaman zona subduksi 650 km dan di sebelah timur dekat pulau Tanimbar penunjamannya 96 km. Sudut penunjaman juga berkurang dari arah barat ke timur, di palung sebelah Selatan (Timor) dari 74o sampai dengan 16o dan di palung sebelah utara dari 57o sampai 14o .terdapat diskontinu pada lempeng di sebelah selatan. Pada daerah Maluku zona subduksi lebih rumit bentuknya. Di daerah ini terdapat beberapa palung, yaitu palung Maluku yang bersambung dengan palung Filipina diutaranya. Palung Sangihe memanjang dari Sulawesi Utara sampai selatan Mindanao, dan palung Cotabato di bagian barat Mindanao. Zona penunjaman di daerah Maluku membentuk suatu permukaan cembung disebabkan terdapat lempeng-lempeng yang masing-masing menunjam ke arah barat dan kearah timur. Kecepatan penunjaman lempeng di daerah ini 7 cm pertahun. Kedalaman penunjaman di sebelah barat mencapai 625 km dan disebelah timur 275 km. Sudut penunjamanan di sebelah barat adalah 32o – 51o sedangkan di timur antara 34o - 51o. Disamping itu terdapat beberapa penunjaman lempeng pendek di bagian barat dan timur. Secara umum di Indonedia terdapat 4 bentuk zona subduksi : 1. Zona Penunjaman pendek Di sepanjang Sumatra sampai Jawa Barat, kedalaman penunjaman sejauh 180 km dengan sudut penunjaman 25o. 2. Zona penunjaman diskontinu. Bentuk ini ditemui mulai dari Jawa tengah sampai Flores. Kedalaman maksimum 665 km dengan sudut penunjaman sekitar 52o. Subduksi diskontinu terdapat di Jawa Tengah sebesar 282 km dan di Flores 80 km. 3. Zona penunjaman berbentuk permukaan cekung. Bentuk zona ini terdapat mulai dari Alor sampai kepulauan Kai (daerah Laut Banda). Kedalaman zona penunjaman lempeng berkurang dari arah sebelah barat ke timur, yaitu dari 650 sampai 96 km, sedangkan sudut penunjaman berkurang dari 74o sampai dengan 16o. 4. Zona penunjaman berbentuk permukaan cembung. Ditemui didaerah Maluku, kedalaman penunjaman di sebelah barat 635 km dan di sebelah timur 275 km. Sudut penunjaman di timur sebesar 32o – 51o dan di sebelah barat 34o – 43o. Bentuk zona subduksi di wilayah Indonesia Timur lebih komplek dibandingkan dengan zona subduksi di Indonesia Barat. Hal ini juga dapat 87 dilihat pada peta penyebaran gempa bumi, di Indonesia Barat, pola penyebaran gempa dangkal, menengah dan dalam lebih teratur sedangkan di Indonesia Timur polanya lebih beragam. Gambar 9.4. Zona penunjaman di Indonesia BAB X PREDIKSI GEMPABUMI Prediksi gempabumi merupakan kegiatan yang sangat mengandung resiko sosial dibanding dengan prakiraan cuaca. Secara teoritis gempabumi merupakan gejala alam biasa oleh sebab itu sebelum peristiwa alam itu terjadi semestinya akan terdapat perubahan parameter fisis yang mendahuluinya atau yang disebut sebagai precursor. Yang menjadi masalah adalah secara operasional untuk melakukan pengamatan precursor ini memerlukan usaha dan dana yang tidak sedikit. Dari banyak precursor itu diantaranya adalah hasil eksperimen di laboratorium menunjukkan bahwa sebelum terjadi gempabumi maka batuan di sekitarnya akan mengalami perubahan parameter-parameter seperti : tahanan listrik akan 88 menurun, adanya perubahan stress dan strain, adanya fluktuasi unsur radon, perubahan permukaan air bawah tanah, perubahan suhu air bawah tanah, dan lain-lain. Kegiatan prediksi gempabumi, mencakup tiga hal yaitu, kapan gempabumi akan terjadi, dimana terjadinya dan seberapa besar kekuatannya. Di Jepang kegiatan ini mulai dilakukan sejak tahun 1965 dimana dalam perencanaannya terdapat empat bagian, yaitu pengamatan untuk kegiatan prediksi jangka panjang, pengamatan untuk kegiatan prediksi jangka pendek, penelitian dasar, dan kerjasama dengan institusi luar. Pada prediksi jangka panjang pengamatan yang dilakukan adalah pengamatan geodesi, geomagnet, geologi, seismologi, seismic velocity, statistik dan lainlain. Sedangkan untuk jangka pendek melakukan pengamatan geodesi (survei ulang pengamatan ground movement, temporal variation dan gravity), geochemical (ground water level, ground water quality, dan unsur-unsur radio aktif), dan pengamatan geomagnet. Sedang penelitian dasar meliputi percobaan-percobaan di laboratorium dan di lapangan yang meliputi experiment fracture dari sample batuan, pengukuran stress, dan lain-lain. Di Amerika Serikat, kegiatan prediksi gempabumi diprioritaskan pada studi dasar mengenai crustal strain dan seismic monitoring yang dititik beratkan pada understanding of the seismic rupture process, serta eksperimen lapangan yang dilakukan untuk meramal gempa di areal South California dengan pengamatan strain meter, ground water level. Di Cina kegiatan ramalan gempabumi dilakukan dengan intensif dan dikonsentrasikan pada pengamatan precursor. Di negara itu telah dibagun jaringan pengamatan precursor yang terdiri dari ratusan stasiun pengamatan crustal deformation, hydro chemestry, ground water level, magnet bumi, dan ground resistivity, serta banyak stasiun pengamatan yang lain seperti gravity, stress-strain dan electromagnetic. Kegiatan prediksi gempabumi di Cina dilakukan dengan empat metode, yaitu: seismo-geological method, statistic analisys of seismicity (Gutenberg Richter Law), Corelation analisys ( position of / solar activity, gravity) dan precursor method. Diantara 4 metode tersebut yang menjadi andalan adalah metode pengamatan precursor. Pada metode ini prinsipnya adalah sebelum terjadi gempabumi akan didahului oleh anomali parameter-parameter fisis seperti perubahan yang menyolok dari parameter stress-strain, temperatur air bawah tanah, unsur radioaktif, geomagnit, resistivity, gravity, dan lain-lain bahkan akan ada perubahan dari tingkah laku binatang. Metode pengamatan precursor 89 dipakai untuk prediksi jangka sedang dan pendek sedangkan metode yang lain dipakai untuk jangka panjang. Dalam seismologi kita kenal precursory seismisity yang dibedakan menjadi tiga yaitu seismicity patern (seismic gap,variasi b value, dan lain-lain), source and medium parameters (stress drop, q value, variasi kecepatan gelombang, dan lain-lain), dan pembedaan urutan gempa (fore shock dan precursory swarm). Secara teoritis gempabumi memang dapat diprediksi, namun para peneliti mengalami kesulitan karena beberapa hal, diantaranya: terbatasnya kondisi pengamatan terutama peralatannya, tidak periodiknya aktivitas gempabumi, ketidak tentuannya proses gempabumi, dan luasnya daerah jangkauan. Selain dengan metode observasi precursor terdapat banyak metode dalam prediksi gempabumi, diantarnya: seismicity gap, seismicity band, increased seismicity, preseismic squance, variation of b value, source and medium parameters, wave velocity variations, fore shocks squance. Salah satu contoh kegiatan prediksi gempa di Cina yang sangat sukses adalah peristiwa gempabumi Menglian yang terjadi pada 12 Juli 1995 dengan Magnitude Ms = 7,3 satu hari sebelum gempa utama terjadi diumumkan kepada masyarakat sehingga korban jiwa dapat dihindarkan. Di Indonesia kegiatan prediksi gempabumi dilakukan melalui penelitian secara individual oleh personil BMG, ITB dan beberapa instansi lain yang umumnya dilakukan dengan metode statistik menggunakan perhitungan periode ulang gempabumi. Periode ulang gempa bumi maksudnya adalah bahwa gempa bumi dengan skala tertentu (misalnya M=8) akan terulang kembali di daerah yang sama pada kurun waktu tertentu. Perhitungan periode ulang ini memerlukan data paling tidak satu periode, lebih panjang lebih baik. Namun catatan gempa bumi dengan peralatan, baru dimulai pada awal abad 20. Karena itu untuk memperpanjang periode pengamatan, dibantu dengan catatan intensitas gempa yang sudah dimulai sejak awal abad masehi. Selain itu penelitian paleoseismik juga bisa membantu memperpanjang periode pengamatan. Gempa yang sama kekuatannya dengan gempa pada 4 Juni 2000 di Bengkulu pernah terjadi dua kali pada 1833, 1914. Sehingga banyak yang setuju dengan teori prediksi gempabumi memakai metode periode ulang berkisar 80 tahun. Disamping itu terdapat juga gempa yang ukurannya lebih kecil dengan periode ulang lebih pendek. 90 Perhitungan matematis periode ulang gempa bumi di Sumatra oleh peneliti BMG (Rasyidi Sulaiman dan Robert Pasaribu, 2000) menunjukkan bahwa periode ulang di Sumatra Selatan berkisar antara 8-34 tahun dengan nilai tengah 21 tahun. Gempa pada tahun 1979 di Bengkulu yang cukup besar dengan M=5.8, MMI=VIII, sedangkan gempa berikutnya adalah Juni 2000 (1979+21tahun). Gempabumi di lautan Indonesia sebelah selatan Jawa Barat dengan magnitude 8,1 SR terjadi pada tahun 1903 telah dihitung periode ulangnya dengan metode Weibul (Subardjo, 1990) kurang lebih 125 tahun atau dalam jangka waktu antara 108 – 122 tahun. 1. Periode Ulang Gempabumi Distribusi Weibull Kemungkinan terjadinya gempabumi pada selang waktu t dan t + t adalah (t) dan oleh Weibull dinyatakan dalam formula: (t) = k tm ……………………………..(9.1-1) k dan m adalah konstanta dimana k > 1 dan m > -1. Probabilitas kumulatif kejadian gempabumi antara waktu nol dan t yang diberi notasi F(t) dengan reliabilitas R(t) didefinisikan sebagai : R(t) = 1 – F(t), dan R(t) = exp.( - (t) dt = exp. - (kt m+1)/ (m+1)………..(9.1-2) Sedang probabilitas densitas dari suatu kejadian gempabumi dirumuskan sebagai berikut: f(t) = - dR(t)/dt = k tm exp.- (kt m+1)/ (m+1) ……(9.1-3) Dengan cara momen ke r suatu perubah acak t dinotasikan sebagai Mr, yaitu nilai peluang t pangkat ke r, dengan r = 1,2,3,……n; maka diperoleh bentuk sebagai berikut: r Mr = E(t ) = t f r (t) dt 91 o m+r =kt exp.- (kt m+1)/ (m+1)dt ……(9.1-4) o m+1 Jika: (kt )/ (m+1) = X dan t m+1 = (m+1)/k X, maka t = (m+1)/k X 1/(m+1) ………………..(9.1-5) selanjutnya diturunkan ke dx/dt diperoleh: k/(m+1) (m+1) tm dt = dx ……………….(9.1-6) dt = dx / k tm dimana dt = dx / k (m+1)/kxm/(m+1) akan didapat: Mr = E(t r) = k/(m+1)-r/(m+1) X(m+r+1)/(m+1) -1 exp.(-x) dx …(9.1-7) dimana : X(m-1) exp.(-x) dx = m ; m>0 akhirnya diperoleh: Mr = E(t r) = k/(m+1)-r/(m+1) (m+r+1)/m+1) ….(9.1-8) Didapat rumusan periode ulang gempabumi sebagai berikut: Untuk r = 1; M1 = E(t) = k/(m+1)-1/(m+1) (m+2)/m+1) ……(9.1-9) Untuk r = 2; M2 = E(t) = k/(m+1)-2/(m+1) (m+3)/m+1) …….(9.1-10) Simpangan baku rata-rata periode ulang gempabumi adalah: SD = E(t2) - E2(t)1/2 …………………………..(9.1-11) 2. Perubahan Vp/Vs dan parameter lainnya 92 Beberapa perubahan dapat dipakai sebagai precursor gempabumi. Telah dijelaskan diatas bahwa dari hasil eksperimen di laboratorium suatu batuan yang diberi gaya secara terus menerus suatu waktu akan patah. Sebelum batuan patah ternyata disekitar fokus patahan sebelumnya mengalami perubahan stress dan strain. Demikian pula pada kejadian gempabumi, lokasi disekitar hiposenter juga akan terjadi perubahan tegangan dan regangan, hal ini disebabkan karena terjadinya penumpukan / akumulasi energi sebelum dilepaskan menjadi gelombang seismik. Dari teori yang telah dibahas pada bab-bab terdahulu bahwa stress dan strain terkait dengan perbandingan perubahan kecepatan gelombang primer (Vp) dan kecepatan gelombang skunder (Vs) atau Vp/Vs. Dalam kejadian gempabumi perubahan Vp/ Vs dapat diamati dan secara empiris biasa dihitung dengan menggunakan diagram Wadati yang telah dibahas pada bab terdahulu. Dengan keterbatasan peralatan pengamatan stress dan strain di lapangan, penelitian di Indonesia tentang prediksi gempa masih dapat dilakukan dengan mengamati parameter ini. Untuk mengamati perubahan Vp/Vs parameter yang diperlukan adalah perbedaan waktu datang gelombang s dan p atau (s-p) dan waktu tiba gelombang p kedua parameter ini tidak sulit di lakukan di stasiun pengamat gempabumi. Penelitian ini pernah dilakukan dengan menghitung kembali perubahan Vp/Vs sebelum terjadi gempa Ambon pada akhir tahun 1996 dengan magnitude sekitar 5,5 (Subardjo, 1998), ternyata mengalami perubahan Vp/Vs yang signifikan. Penelitian yang sama telah dilakukan sebelumnya oleh Feng (1977), dia meneliti gempabumi Hsinfeng – Cina yang terjadi pada tanggal 19 Maret 1962 dengan magnitude 6,1 selama 11 bulan sebelumnya dan telah terjadi perubahan Vp/Vs sebesar – 11 %. Kemudian Sekiya (1977) juga melakukan hal yang sama pada gempa Kepulauan Izu – Jepang selama 11 tahun, sebelum terjadi gempa dengan magnitude 6,9 telah terjadi perubahan nilai Vp/Vs sebesar – 5%. Perubahan Medan Magnet dan Resistivitas: Medan magnet bumi menunjukkan perubahan sebelum dan sampai waktu terjadi gempabumi. Sedangkan harga resistivitas listrik batuan umumnya menurun pada saat terjadi gempabumi dan kemudian kembali normal. Air Tanah: 93 Beberapa pengamatan menunjukkan bahwa ketinggian dan temperatur air tanah naik sebelum terjadi gempabumi. Gordon mencatat kenaikan setinggi 2,9 cm pada sumur berjarak 110 km dari pusat gempabumi 1,5 jam sebelum gempabumi dengan magnitude 6,9 terjadi di Meckering tahun 1968. Perubahan Radon: Hasil pengamatan di beberapa tempat menunjukkan jumlah radio aktif radon bertambah dengan tajam sebelum terjadi gempa dan kemudian menurun secara cepat setelah gempabumi berakhir. Gempa Mikro: Gempa mikro yang banyak terdapat di daerah seismik aktif dapat dipakai sebagai indikasi akan terjadinya gempa utama. Pada umumnya aktivitas gempa mikro bertambah pada saat gempa utama akan terjadi. Migrasi: Pada tahun 1976 terjadi migrasi pusat gempa sepanjang jalur Mediteran berasal dari Itali dengan magnitude 6,9 merambat ke Ionian Yunani (6,7), Rusia (7,3), RRC (7,0), Mindoro (6,9), Sumatra (7,1), dan berakhir di Irian dengan magnitude 7,3. Berikutnya deretan kejadian gempabumi terjadi tahun 1982 yang dimulai dari Atlantik Utara dengan kekuatan 6,0 bermigrasi ke Spanyol, Itali (6,1), Yunani (6,8), Iran (7,1), Todzhik (6,9), dan Burma dengan magnitude 6,4. Injeksi Air: Air yang dimasukkan kedalam tanah dapat mempengaruhi kegiatan gempa di daerah tersebut. Injeksi air sedalam 3800 meter di Colorado telah memicu terjadinya beberapa gempabumi. Hasil penelitian di daerah bendungan Saguling menunjukkan kenaikan aktivitas gempa mikro setelah pengisian air dibanding sebelumnya. Ledakan Nuklir: Ledakan nuklir yang diadakan di bawah permukaan bumi tercatat menimbulkan gempa-gempa susulan. Seismograf selain dapat menentukan lokasi dan kekuatan ledakan nuklir, juga pernah digunakan oleh Israel untuk mendeteksi mobilisasi tentara Arab dalam perang Arab-Israel tahun 1967. 3. Pengamatan Gempa Susulan Gempa susulan (aftershock) merupakan proses stabilisasi medan stress ke keseimbangan yang baru setelah pelepasan energi atau stress drop yang besar 94 pada gempa utama. Setiap gempa tektonik dangkal (kira-kira < 100km) selalu diikuti oleh dislokasi atau patahan. Dislokasi ini mengganggu keseimbangan medium sekelilingnya, sehingga dengan sendirinya muncul gempa lainnya yang merupakan proses keseimbangan baru. Proses ini bisa berlangsung beberapa jam sampai berminggu-minggu, tergantung pada besar gempa utama dan sifat batuan. Frekuensi dan magnitude gempa susulan ini umumnya menurun secara exponensial terhadap waktu (gambar 9.1). Formula kurva penurunan frekuensi gempa susulan terhadap waktu dapat didekati dengan persamaan berikut: Nt = No exp.(-b.t)……………………………………..(9.3) Dimana Nt adalah frekuensi gempa susulan pada waktu t, No adalah frekuensi gempa susulan pada waktu awal dan b adalah konstanta attenuasi yang dapat ditentukan dengan regresi linier terhadap data yang ada. Waktu t yang dipakai bisa digunakan hari (24 jam), ½ hari (12 jam) selang 6 jam atau selang yang lebih kecil tergantung data yang ada. Prediksi berhentinya gempa susulan dapat ditentukan dari persamaan tersebut pada Nt = 0 Extrapolasi kurva frekuensi dan magnitude terhadap waktu bisa menjadi patokan perkiraan besarnya gempa susulan, sehingga bahaya dari gempa susulan ini menjadi sangat serius apabila gempa utama telah merusak struktur bangunan. Struktur bangunan yang sudah dirusak oleh gempa seperti susunan dinding, batu dan pilar yang tak mempunyai daya ikat lagi satu sama lain sehingga gempa susulan dengan MMI IV saja sudah cukup untuk merubuhkan bangunan. Peranan peneliti gempa susulan baik dari BMG atau lainnya sangat diperlukan untuk melihat tingkat penurunan aktivitas gempa. Prediksi berhentinya aktivitas gempa susulan sangat diperlukan dalam pengambilan kebijakan pemerintah setempat untuk memulai kegiatan pembangunan dan rehabilitasi. Gempa susulan Bengkulu yang dilaporkan tim survei BMG menunjukkan penurunan aktivitas secara exponensial (gambar 9.1). Pada hari ke empat terdapat gempa susulan dengan skala Mw6.5 yang mengakibatkan kenaikan aktivitas kedua setelah gempa utama. 95 GRAFIK GEMPA SUSULAN GEMPA BENGKULU 5 JUNI 2000 180 160 140 120 Jumlah gempa susulan 100 80 60 40 20 0 1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 21 23 25 27 29 31 33 35 37 39 Interval waktu 6 jam Gambar 10.1. Grafik gempa susulan gempabumi Bengkulu 5 Juni 2000 96 DAFTAR PUSTAKA 1. Bolt, B.A., Earthquake, W.H. Freeman & Co San Fransisco, 1978. 2. Bullen, K.E., and Bruce A Bolt, An Introduction to the Theory of Seismology, Cambridge University Press, 1987. 3. Fauzi, at al , Pemetaan Gempabumi di Indonesia, BMG (CD ROM), 2001 4. Hamilton, W. Tectonic of The Indonesian Region, 1981. 5. Hurukawa N, Analizys of Local Earthquakes, IISEE Tsukuba, 1995. 6. Ibrahim, G., et al, Mitigasi Bahaya Gempabumi di Indonesia, Penelitian ITB No. 43, Bandung 1992. 7. Ibrahim, G., et al, Statistik Gempa di Indonesia, Penelitian ITB No. 2944, Bandung 1989. 8. Ibrahim, G., The Subduction Zones Of The Indonesian Region, Procceding ITB, Vol. 21, No.1, 119-127, Bandung 1988. 9. Ismail Sulaiman, Pendahuluan Seismologi I, Akademi Meteorologi dan Geofisika Jakarta, 1976 10. Katili,J.A.DR, DR.P.Marks, Geologi. 11. Kikuchi M, Earthquake Source Process, IISEE Tsukuba,1995. 12. Lee. W. H. K dan Stewart. S. W (1981), Principles and Aplications of Microearthquake Network, Academic Pres, Inc. 13. Latief, H. et al, Tsunami Assesment Around The Sunda Strait, Procceding of International Seminar / Workshop On Tsunami, Jakarta and Anyer, 26-29 August 2003. 14. Microsofe Encarta, Interactive World Atlas, CDROM, 2001 15. Murjaya, J., G. Ibrahim, M. Said, Pembagian Wilayah Intensitas Gempabumi di Indonesia, Procceding PIT-22 HAGI, Bandung, 1997. 16. Ota Kulhanek, Anatomy of Seismogram, Elsevier, Amsterdam-OxfordNew York- Tokyo, 1990 17. Picanussa.C, Subardjo, Pola Tektonik dan Karakteristik Gempa Lokal Pulau Ambon dan sekitarnya (Hasil analisa Seismograph SPS-3) Buletin Meteorologi dan Geofisika Jakarta, 1999 18. Prajuto, Karakteristik Gempa Bumi Susulan Sukabumi 10 Februari 1982, Universitas Indonesia Jakarta, 1983. 19. Prayuto, and Y.EI Sharkawy, . “ On Microtremor “, Individual Study by partcipants at the IISEE, Tsukuba Japan, 1978 20. Richter, C.F., Elementary Seismology, W.H., Freeman and Co, San Fransisco and London, 1969. 21. Purwanti, R.R. Yuliana, Hubungan Empiris Magnitudo Gempabumi dan luasan daerah Isoseismal wilayah Selat Sunda dan sekitarnya, Fakultas Matematika dan Ilmu Pengetahuan Alam Universitas Nasional, Jakarta 2002 97 22. Ryosuke Inoue, at al, Earthquake motion and ground conditions, the Architectural Institute of Japan (AIJ), Tokyo, 1993 23. Subardjo, at al, The seismic Intensity, Acceleration and Isoseismal map several damaged earthquakes in Indonesia, Journal Of Meteorology and Geophysics, Jakarta, 2002 24. Subardjo, Buha. M. Simanjuntak, C. Piccanusa :” Intensitas dan Percepatan Tanah Maksimum Gempabumi Maluku dan sekitarnya periode 1900-1997”. Bulletin Meteorologi dan Geofisika No.4 tahun 1998. 25. Subardjo, C. Picanusa, Perubahan sementara Vp/Vs sebagai petunjuk akan terjadinya gempabumi, Buletin Meteorologi dan Geofisika No. 3 Edisi September 1998, Jakarta 1998. 26. Subardjo, Seismic Velocity Structure In West Java, and Surroundings, Indonesia, Bulletin of IISEE, Tsukuba, 1996. 27. Subardjo, Prih. H., Attenuasi Intensitas Gempa Flores 12 Desember 1992, Procceding PIT HAGI, Jakarta, 1993. 28. Subardjo, Penunjaman lempeng Indo-Australia terhadap lempeng Eurasia, kaitannya dengan periode ulang gempabumi dengan M 8,1 tahun 1903 di Jawa barat, UI Jakarta, 1991 29. Sudarmo, R.P., at al “Laporan sifat-sifat lapisan tanah berdasarkan pengukuran mikrotremor dan gempa bias dangkal dan hubungannya dengan tingkat kerusakan akibat gempabumi, PMG Jakarta 1977. 30. USGS, Savage Earth Animations, www.usgs.gov 31. YSC, Seismology and Earthquake Engineering Traning Course, YSC, Kunming, 2000 32. Y. Fujinawa, M. Ukawa, T. Eguchi, R.P. Sudarmo, R.U. Murwanto, and Subardjo, Seismic Observation by a pop-up type OBS array and a portable Seismometer on land in and around the southwestern part of the Java island, Technical Bull., vol. 19, Tokyo, 1987. RIWAYAT SINGKAT PENULIS 1. DR. Gunawan Ibrahim DR. Gunawan Ibrahim saat ini menjabat sebagai Kepala Badan Meteorologi dan Geofisika (BMG), karir di BMG diawalinya sebagai Sekretaris tahun 1996-2001. Sebelum menjabat sebagai Sekretaris BMG, dia adalah dosen pada Jurusan Geofisika & Meteorologi Institut Teknologi Bandung (ITB) 98 yang masih dipegang sampai sekarang. Pada tahun 1992-1995 diangkat sebagai Ketua Jurusan Geofisika & Meteorologi ITB dan sebelumnya tahun 1986-1992 sebagai Kepala Laboratorium Seismologi. Doktor bidang Geofisika di perolehnya dari Universitas Louis Pasteur Strasbourg Perancis tahun 1985 dan Sarjana Strata Satu di Jurusan Geofisika & Meteorologi ITB tahun 1976. 2. Drs. Subardjo, Dipl. Seis. Drs. Subardjo Dipl. Seis., saat ini menjabat sebagai Kepala Stasiun Geofisika Kelas I Manado dan sekaligus sebagai Koordinator BMG Propinsi Sulawesi Utara. Karir di BMG diawali pada tahun 1980 sebagai pelaksana teknis pada Sub-bidang Tele Seismik dikala masih bernama Pusat Meteorologi dan Geofisika (PMG). Setelah PMG berubah menjadi BMG dia ditempatkan sebagai pelaksana teknis pada Sub-bidang Analisa Geofisika sekaligus menjabat tenaga fungsional yang bertugas sebagai analisis di Pusat Gempa Nasional (PGN). Sedang jabatan Struktural yang pernah di pegang sebelumnya adalah sebagai: Kepala Stasiun Geofisika Kelas II Ambon sekaligus Koordinator BMG Maluku, Kepala Sub-Bidang Seismologi, dan terakhir sebelum di pindah ke Manado dia menjabat sebagai Kepala Sub-Bidang Standarisasi Seismologi dan Tsunami. Gelar Sarjana Strata satu diperoleh dari FMIPA UI dalam program studi Geofisika dan menyelesaikan Program Post Graduate Diploma in Seismology (Dipl. Seis.) di International Institute of Seismology and Earthquake Engineering Tsukuba Jepang. Selain berkarir di BMG pengalaman mengajar pernah dilakukan, antara lain di beberapa SMA Jakarta, Akademi Meteorologi dan Geofisika Jakarta, Universitas Krisna Dwipayana Jakarta, Universitas Mpu Tantular Jakarta dan saat ini menjadi Dosen Tamu di Universitas Negeri Manado (UNIMA). 99
