BAB 14

KEGEMPAAN

Gempa bumi sudah tidak asing lagi bagi kita semua, karena sering kali diberitakan adanya

suatu wilayah dilanda gempa bumi, baik yang ringan maupun yang sangat dahsyat, banyak

menelan korban jiwa dan harta, meruntuhkan bangunan bangunan dsb. Dan dapat

dikatakan bahwa gempa bumi adalah malapetaka bagi manusia. Akan tetapi apakah

sebenarnya gempa dan mengapa terjadi gempa bumi serta dimana dan kapan?

14.1. Sumber Gempa

Gempa bumi disebabkan oleh pelepasan energi regangan elasatis batuan (elastically-

strained rock) pada litosfir. Makin besar energi yang dilepas makin kuat gempa yang

terjadi.

Teori terjadinya atau asal gempa yang dapat diterima adalah pergeseran sesar dan teori

kekenyalan elastis (elastic rebound theory). Gerak tiba-tiba sepanjang sesar merupakan

penyebab yang sering terjadi, namun tidak sesedarhana itu. Beberapa gempa lebih kuat

beberapa ribu lebih kuat dari gempa lainnya. Energi yang sama besarnya, yang dilepaskan

oleh beribu ribu sesar-sesar kecil dan gempa-gempa kecil tidak sama dengan energi yang

tersimpan dan kemudian dilepaskan suatu saat.

Teori kekenyalan elastis memperkirakan apabila permukaan sesar bergesekan satu dengan

lainnya, energi terkumpul dalam tubuh batuan yang terdeformasi elastis. Jika terjadi

pergeseran maka tubuh batuan yang dalam regangan elastis kembali terbentuk asal

(Gambar 14.1). Dapat dibayangkan sebagai sebuah per atau pegas yang ditekan dan

kemudian dilepas mendadak, maka terjadi getaran.

Teori ini mula-mula dipelajari pada sesar san andreas di California,Amerika Barat, sejak

tahun 1874. pengamatan dilakukan di California tengah dalam jangka waktu yang lama.

Pengamatan pada titik-titik pada sesar dan yang jauh dari sesar dan yang jauh dari sesar

memperlihatkan bahwa kerak bumi melenting perlahan-lahan. Dan ternyata sesar dekat

San Fransisco tidak memperlihatkan pergeseran. Tetapi pada 18 April 1906 kedua sisi

sesar yang semula seolah-olah terpaku mendadak bergeser. Energi elastis yang

terkumpul lepas saat sesar bergerak, dan kerak yang lenting menjepret balik (snap back),

membuat gempa yang dahsyat. Dari pengamatan selanjutnya memperlihatkan pelentingan

kerak telah hilang.

Kegempaan

136

Kebanyakan gempa terjadi pada batuan regas (brittle) di kerak. Pada kedalaman besar suhu

dan tekanan tinggi sehingga terjadi deformasi ductile. Pada kondisi ini batuan dapat rekah

atau menyimpan energi dari pada mengalami perubahan tetap meskipun gayanya sudah

hilang. Jadi fenomena gempa adalah regas (pritle), dibagian luar bagian bumi yang dingin.

Fokus Gempa dan Episenter

Tempat dimana energi gempa terlepas menyebabkan gempa bumi dinamakan fokus gempa

(earthquake focus). Kenyataan bahwa sumber gempa berasal dari gerak sesar, maka fokus

gempa tidak merupakan satu titik, melainkan satu daerah yang membentang beberapa

kilometer. Fokus gempa gempa terletak dikedalaman, dibawah permukaan bumi. Untuk

mengidentifikasi pusat gempa umumnya dilakukan dari episenter, titik di permukaan bumi

tegak lurus diatas fokus, seperti pada Gambar 14.2 Dalam menentukan fokus perlu

diketahui lokasi episenter dan kedalamannya.

Episenter

Episenter

Gambar 14.2 Fokus gempa bumi adalah tempat pergerakan pertama pada sesar dan pusat pelepasan energi. Episenter terletak dipermukaan bumi, tegak lurus diatas fokus (Skinner, 1992)

Gambar 17.1 Teori kekenyalan elastic batuan gempa bumi. A-lapisan lapisan batuan tersesarkan sebelum berfeser. B-lapisan lapisan melenting elastis saat pergeseran mulai sepanjang sesar. C-batuan patah dan terjadi pergeseran sepanjang sesar. Regangan elastis (elastic strain) lepas sebagai gelombang gempa dan lapisan-lapisan balik kebentuk semula (Ludman, 1982)

Kegempaan

137

14.2. Gelombang Gempa

Saat terjadi gempa energi yang tertimbun dipancarkan dari fokus ke bagian-bagian lain dari

bumi. Seperti benda yang bergetar, gelombang (getaran) menyebar menjauhi fokus.

Gelombang-gelombang ini yang dinakaman gelombang gempa, seperti halnya dengan

gelombang suara, menyebar ke segala arah. Gelombang gempa merupakan gangguan

elastis (elastic disturbances), dan ketika batas elastisitas dilampaui batuan yang dilaluinya

akan kembali kebentuk asal setelah gelombang lewat. Oleh karena itu gelombang gempa

diukur dan direkam, harus pada saat batuan bergetar. Sebab itu seismograf di stasiun

gempa seluruh dunia berfungsi terus menerus setiap waktu (kontinu).

Ada beberapa jenis gelombang gempa yang dikelompokkan menjadi dua, yakni gelombang

badan dan gelombang permukaan.

14.2.1. Gelombang Badan (Body Waves)

Body waves, menjalar dan menjauhi fokus dan mampu merambat keseluruh bumi. Sama

dengan gelombang cahaya dan suara, menyebar kesegala arah menjauhi sumbernya.

Ada dua jenis, tergantung pada 2 cara zat padat dapat terdeformasi elastis, dengan berubah

volume atau dengan berubah bentuk.

Jenis body wafe pertama adalah gelombang kompresi (compressional wafe), mendeformasi

batuan dengan mengubah volume. Gelombang kompresi merupakan pulsa-pulsa bergantian

(alternating pulses), antara kompresi dan tarikan/mekar (expansion) yang bergerak searah

dengan jalan gelombang, (Gambar 14.3). seperti gelombang suara merambat pada udara

dengan menggerakkan udara,memampatkan dan merenggangkannya. Pemampatan dan

perenggangan menyebabkan perubahan volume dan densitas medium.

Gelombang kompresi dapat merambat melalui medium padat, cair maupun gas, karena

ketiganya dapat menanggung perubahan densitas. Ketika gelombang kompresi melalui

suatu medium, kompresi menekan atom-atom saling mendekat. Tarikan atau

perenggangan, adalah kebalikannya, merupakan reaksi elastis (elastic respon) terhadap

pemampatan, menjarangkan jarak antar atom.

Partikel seolah-olah bergerak maju mundur searah gerak gelombang, sehingga dinamakan

gelombang longitudinal. Gelombang kompresi mempunyai kecepatan tertinggi diantara

gelombang-gelombang seismik, 6 km/s merupakan kecepatan yang umum pada kerak

bagian atas. Dan merupakan gelombang pertama yang tercatat pada stasiun gempa saat

terjadi gempa oleh karena itu dinamakan sebagai gelombang P (primary wave)

Kegempaan

138

Body wave jenis kedua adalah gelombang geser (shear wave), mendeformasi material

dengan mengubah bentuk. Karena cairan tidak mempunyai daya elastisitas untuk kempbali

kebentuk asal. Shear wave hanya dapat memacar atau merambat pada medium padat. Shear

wave terdiri dari seri gerak tegak, tegak lurus arah gelombang. Gerak partikelnya bolak-

balik tegak lurus arah gelombang, dinamakan gelombang transverse (Gambar 14.3).

Kecepatan rambatnya lebih rendah dari gelombang longitudinal, 3,5 km/s. karena itu

terekam pada stasiun gempa setelah gelombang P, sehingga dinamakan juga sebagai

gelombang S (secondary). Sebagai halnya pada gelombang cahaya,seismik body wave

dapat juga dipantulkan oleh cermin atau kaca, gelombang gempa dipantulkan oleh bidang-

bidang didalam bumi. Pembiasan atau refraksi merupakan fenomena yang kurang dikenal,

terjadi karena kecepatan gelombang berubah ubah yang mengakibatkan arah

merambatnya menyimpang dari arah geraknya. Perubahan kecepatan dan penyimpangan

arah dapat terjadi secara bertahap atau mendadak. Penyimpangan mendadak dapat

dibayangkan sebagai seberkas sinar bertemu permukaan air maka sebagian arahnya akan

berbelok dan sebagian mengikuti permukaan air. Kecepatan rambat body wave merupakan

fungsi densitas medium yang dilaluinya.

14.2.2. Gelombang permukaan (surface wave)

Penampilan gelombang permukaan sangat mirip dengan gelombang P dan S, tetapi

bergerak atau merambat pada permukaan bumi, bukan di dalam bumi seperti body waves.

Kecepatannya lebih rendah dari gelombang P dan S oleh karaena itu terekam pada stasiun

Gambar 17.3 Gelombang P (Gelombang longitudinal), partikel dalam material bergetar maju mundur searah dengan arah gelombang (A). gelombang S (transversal), partikel berisolasi tegak lurus ke arah gelombang (B). Seperti seutas tali yang satu ujungnya terikat pada tiang dan ujung lainnya digerakkan naik turun

Kegempaan

139

gempa paling akhir. Gelombang permukaan merambat dipermukkaan bumi sebagai getaran

gelombang getaran vertical dan horizontal, yang dinamakan berdasarkan nama seorang

pionir seismologi. Gelombang Love mirip dengan gelombang S, hanya gerakan partikel

melintang selalu pada permukaan atau bidang sepanjang lintasan gelombang (Gambar

14.4A). Gelombang Raylegh berbeda dengan gelombnang-gelombang gempa pada

umumnya. Partikel-partikel yang terlibat tidak bergerak lurus tetapi melingkar (circular

orbit), seperti partikel air dalam gelombang laut, tetapi arahnya berlawanan (Gambar

14.4B).

Perbedaan gelombang permukaan dan body wave, mengenai adanya disperse (dispersion).

Body wave merambat dalam Bumi dengan kecepatan yang sama, tidak bergantung pada

panjang gelombang, tetapi tidak demikian halnya dengan gelombang permukaan, makin

dalam penetrasi gelombang ke dalam bumi. Karena bumi terdiri dari lapisan-lapisan yang

makin ke dalam makin padat, gelombang permukaan yang panjang gelombangnya

panjang,penetrasinya lebih dalam, yang berarti lebih padat, zona kecepatan lebih tinggi,

sedangkan yang panjang gelombangnya pendek tidak sampai. Dengan kata lain,

gelombang permukaan dengan panjang gelombang berbeda mempunyai kecepatan yang

berbeda pula, hal inilah yang dimaksud disperse gelombang permukaan.

Gambar 14.4 Gelombang permukaan A. Gelombang Love terdiri dari gelombang-gelombang melintang dimana gerak partikel pada permukaan sepanjang energi dipancarkan. B. Gelombang Rayleigh, dipancarkan dengan gerak melingkar berbalik (retrograde circular orbit) partikel batuan (Ludman,1982).

Kegempaan

140

14.3. Lokasi Episenter

Sudah sejak 2000 tahun yang lalu orang cina mempelajari gempa bumi. Dengan alat

sederhana mereka mencoba untuk mengetahui darimana datangnya gempa. Ilmu yang

mempelajari kegempaan dinamakan seismologi yang berasal dari bahasa yunani kuno

seismos yang berarti gempa bumi. Kemajuan seismologi ditunjang oleh banyaknya stasiun-

stasiun gempa yang tersebar diseluruh dunia, yang mendeteksi dan merekam setiap terjadi

gempa. Alat untuk merekam hentakan (shock) dan getaran (vibration) yang disebabkan

gempa dinamakan seismograf. Prinsip alat ini sederhana, sebuah beban yang sangat berat

digantung pada penyangga yang melekat kuat pada permukaan bumi. Saat getaran gempa

dari jauh mencapai alat,energi beban tetap diam, sedangkan tanah dan penyangga turut

bergetar beserta fondasi yang menyangga seluruh system (Gambar 14.5)

Pada beban atau bandul diberi alat tulis, yang dapat menggores pada kertas yang dipasang

pada silinder berputar. Goresan yang terjadi berbentuk grafik gelombang-gelombang

seismik yang dating disebut seismogram (Gambar 14.6). Pada seismogram dapat dikenali

gelombang-gelombang P,S, Love dan Rayleugh. Dan berdasarkan seismogram dapat

dihitung dari jarak dari stasiun gempa, juga kuat gempanya.

Jarak episenter dari stasiun gempa dapat diketahui dari perbedaan waktu dating S dan P

dengan menyesuaikannya dengan travel time curve. Makin jauh jaraknya, makin besar

perbedaan waktu datang kedua gelombang tersebut. Gambar 14.6. Letak episenter yang

tepat yang tepat dapat ditentukan dari tiga seismograf atau lebih, pusatnya terletak dimana

lingkaran-lingkaran bertemu (Gambar 14.7)

Gambar 14.5 Prinsip kerja seismograf. Bandul yang dilengkapi dengan alat tulis, menggaris pada silinder berputar dan bergerak mengikuti getaran gempa. Garis yang terekam pada silinder membentuk grafik, dinamakn seismogram

Kegempaan

141

14.4. Kuat Gempa (Magnitude of Earthquake)

Pengukuran batuan terdeformasi elastis sebelum gempa, dan batuan tak terdeformasi

setelah gempa dapat dipergunakan untuk mengetahui dengan tepat berapa besar energi

yang dilepaskan.

Namun hal ini sulit dilaksanakan, karena menayangkut waktu dan sering kali pengukuran

sebelum gempa tidak mungkin dilakukan. Oleh karena itu para ahli seismologi

mendekatinya dengan mengukur amplitude gelombang seismik. Richter menghitungnya

dari amplitudo P dan S dari seismogram 100 km dari episenter. Oleh karena itu kuat sinyal

gelombang kuat sinyal gelombang bervariasi, tergantung dari banyak faktor, Richter

membuat skalanya logaritmik, Richter magnitude scale. Dimulai dari magnitude 1, tiap

Gambar 17.6 Waktu tempuh (travel time) gelombang P,S dan gelombang permukaan. A. Gambaran sebuah seismogram yang umum direkam pada seismograf. Gelombang P dan meninggalkan episenter pada saat yang sama. Gelombang P yang lebih cepat tiba lebih dulu, beberapa waktu kemudian gelombang S yang lebih lambat sampai. Perbedaan waktu tiba proporsion dengan jarak yang ditempuh gelombang. Gelombang permukaan merambat lebih lambat dari P dan S. B. kurva waktu tempuh (travel time curve) rata-rata gelombang P dan S di bumi dipergunakan untuk melokalisisir episenter. Contohnya stasi : gempa mencatat perbedaan waktu tiba S-P (13.7.4) menit yang berarti jarak episenter 4000 km dari stasiun gempa (Skinner,1992)

Kegempaan

142

naik 1 unit skala berarti magnitudenya naik dengan 10 kali lipat, atau amplitudo

gelombangnya 10 kali lebih besar dan 3 berarti seratus kali.

Gambar 14.8 memperlihatkan contoh menghitung skala magnitude Richter (M), dengan

menggunakan formula:

M = log X/T + V

Energi gelombang gempa merupakan fungsi dari amplitudo dan waktu gelombang (T),

waktu yang diperlukan untuk osilasi satu gelombang. Dengan membagi amplitudo

Gambar 14.8 Pengukuran yang dipergunakan untuk menentukan Skala Magnitude Richter (M) dari rekaman seismograf (Skinner, 1992)

Gambar 14.7 Lokasi episenter gempa ditentukan berdasarkan jarak dari tiga stasiun gempa. Titik potong ketiga lingkaran yang masing-masing berjari-jari jarak dari episenter (di atas peta) adalah letak episenter gempanya

Kegempaan

143

maksimum (X), diukur pada jangka 10-4 cm pada pengaturan seismograf dengan (T) dalam

detik. Kemudian ditambah faktor koreksi (Y), ditentukan dari interval gelombang S-P. X/T

adlah besar energi yang sampai seismograf. Gempa terbesar yang pernah terjadi berskala

8,6 skala Richter. Energi yang dilepaskannya sama dengan 10.000 kali bomb atom yang

menghancurkan Hiroshima pada perang dunia ke-2. Kemungkinan adanya gempa lebih

besar sedikit sekali karena batuan tidak dapat menimbun energi elastik lebih besar.

Sebelum batuan terdeformasi lebih lanjut, sudah patah dan melepaskan energi.

Selain Skala Magnitute Richter besarnya gempa dinyatakan juga dalam intensitas

kerusakan akibat gempa sebagai Modified Mercelli Scale. Dasar skalanya adalah getaran

atau goyangnya yang dapat dirasakan manusia pada saat gempa sebagai skala terendah dan

hancurnya bangunan sebagai skala tertinggi. Skala Mercalli dan perbandingannya dengan

skala Richter terlihat dalam table 14.1.

Skala Magnitude Richter

Skala Intensitas Modified Mercalli

Karakteristik Pengaruh Gempa di Sekitar Populasi

< 3.4

3.5-4.2

4.3-4.8

4.9-5.4

5.5-6.1

6.2-6.9

7-7.3

7.4-7.9

> 8

I

II dan III

IV

V

VI dan VII

VIII dan IX

X

XI

XII

Hanya terdeteksi oleh seismograf

Terasa oleh beberapa orang didalama pegunungan

Terasa oleh orang banyak dan jendela bergetar

Terasa oleh semua orang, piring-piring pecah dan

pintu bergoyangKerusakan ringan bangunan, lantai rekah dan bata

berjatuhan

Kerusakan bangunan lebih parah, cerobong asap

runtuh dan rumah-rumah bergerak diatas fondasinya

Kerusakan serius (parah), jembatan-jembatan

terpelintir, dinding rekah-rekah, bengunan dari bata

runtuh

Kehancuran berat, banyak bangunan runtuh

Hancur total, gelombang terlihat di permukaan tanah

dan benda-benda terlempar ke udara

14.5. Bahaya Gempa Bumi

Akibat goncangan gempa bumi ada enam yang utama, dua yang pertama, akibat goncangan

permukaan tanah dan pensesaran mengakibatkan secara langsung. Empat lainnya

merupakan pengaruh adanya goncangan yang mengakibatkan kerusakan secara tidak

langsung.

1. Bergeraknya tanah akibat gempa, terutama gelombang permukaan, di lapisan lapisan

batuan di permukaan dan regolith. Goncangannya dapat merusak bahkan kadang-kadang

menghancurkakn bangunan

Tabel 14.1. Magnitude (Skala Richter) gempa dan tingkat kerusakannya (Skala Modified Mercalli) (1kinner, 1992)

Kegempaan

144

2. Bila permukaan tanah tersesarkan, bangunan-bangunan terbelah, jalan terputus dan

segala sesuatu yang dilalui atau diatas sesar terbelah

3. Efek kedua, yang sering kali merusak dari tanah yang bergerak, adalah kebakaran.

Goncangan menumpahkan kompor, mematahkan saluran gas, memutuskan kabel listrik,

sehingga terjadi kebakaran. Celakanya lagi pipa saluran hidran juga patah, sehingga

pemadam kebakaran tidak berfungsi

4. Pada daerah berlereng curam, terjadi regolith meluncur ke bawah, tebing-tebing ambruk

dan gerak tanah atau longsor, menghancurkan rumah, jalan dan struktur bangunan

lainnya

5. Goncangan mendadak dan gangguan terhadap sedimen dan regolith yang jenuh air dapat

mengubah tanah yang padat menjadi seperti massa cairquicksand. Prosesnya disebut

liquefaction, yang menyebabkan amblesnya bangunan

6. Terakhir adalah gelombang laut seismik atau tsunami berasal dari bahasa jepang yang

berarti gelombang pelabuhan. Gempa pada lantai samudera menyebabkan air laut

bergerak dengan sangat cepat (sampai 950 km/jam). Di laut terbuka gelombangnya tidak

tampak, karena amplitudonya hanya beberapa meter, tetapi panjang gelombangnya

sampai 200km. Setelah mencapai tempat yang dangkal membentuk gelombang yang

sangat tinggi, sampai 30 meter. Gelombang sangat besar ini menyapu segala sesuatu

didaratan dan menyeretnya kembali ke laut. Di Indonesia pernah terjadi beberapa kali,

di Sulawesi, Sumbawa dan Flores

14.6. Penyebaran Gempa di Bumi

Meskipun tidak ada tempat di bumi yang bebas dari gempa, namun dari seringnya terjadi

hentakan gempa, ada jaluir-jalur seismik (seismic belts) Gambar 14.9. Diantaranya yang

sangat nyata adalah cirkum Pasific belt, hampir 80 % dari pusat gempa yang terekam

bersumber pada jalur ini. Jalurnya mengikuti rangkaian pegunungan di Ameriksa Barat,

mulai dari Cape Horn ke Alaska,menyebrang ke Asia, menjulur di pantai kea rah Selatan

melalui Jepang,Philipina,New Guinea dan Fiji kemudian melingkar jauh ke selatan, ke

New Zealand. Selanjutnya jalur Mediterran-Himalaya (Miditrrenean-Himalayan belt),

sekitar 15% gempa bumi bersumber pada jalur ini, memanjang dari giblaltar ke Asia

Tenggara, termasuk Indonesia, melingkar dari Sumatera, Jawa, Nusa Tenggara, dan dari

Flores kea rah utara, ke Sulawesi. Sisanya mengikuti jalur pematang tengah samudera.

Jalur seismik merupakan tempat-tempat dimana energi dalam bumi terlepas. Dan tentunya

ada manifestasi lainnya untuk pelepasan energi dalam ini. Ternyata memang ada, yaitu

Kegempaan

145

pematang tengah samudera, palung dalam, yaitu pematang tengah samudera,palung

dalam,gunung api andesitic dan lainnya, berimpit atau sejajar dengan batas lempeng

litosfir.

Kedalaman foci (bentuk tunggal dari pusat gempa) sekitar ujung lempeng juga sangat

informative. Umumnya kedalaman foci tidak lebih dari 100km, karena gempa hanya

terjadi pada batuan regas (brittle) dan litosfir regas tebalnya 100km. Namun ada gempa

yang berpusat pada kedalaman 700km. Gempa sangat dalam ini tidak berhubungan dengan

pematang tengah samudera atay sesar transform, tetapi dengan palung lantai samudera.

Palung- palung tersebut mencirikan tempat yang dingin dimana litosfir regas menunjang ke

selubung.

14.6.1. Gempa bumi dan tektonik lempeng

Dari penyebaran pusat-pusat gempa di bumi yang merupakan jalur-jalur yang sempit, dan

batas-batas lempeng litosfir ternyata ada hubungannya. Dengan mempelajari gerak pertama

gelombang seismik dapat ditentukan gerak lempeng litosfir.

Pada bab Tektonik lempeng dikethui ada 3 macam batas lempeng, difergen atau pusat

pemekaran, sesar transform dan konvergen. Setiap batas lempeng dicirikan oleh gempa

bumi yang jelas sebagai gerak sesar dan kedalaman foci.

Gambar 14.9. Penyebaran gempa bumi, membentuk jalur-jalur Circum Pasific, Mediterranean-Himalayan dan yang mengikuti pematang tengah samudera (Tarbuck, 1988)

Kegempaan

146

14.6.2. Pusat pemekaran (spreading centre)

Sepanjang pusat pemekaran dua lempeng bergerak saling menjauhi, dan litosfir tertarik

(stretched) oleh stress tensional (Gambar 14.10A). Sesar yang beraosisasi dengan stress

tensional adalah sesar-sesar normal. Gempa pada pusat pemekaran cenderung leamah

(magnitude Richter rendah), kedalaman foci tidak beraturan, kurang dari 100km dan pada

umumnya kurang dari 20km. Hal ini memperlihatkan bahwa litosfir pada pemekaran tipis

dan astenosfir yang ducktile haruslah sampai dekat permukaan

14.6.3. Batas Sesar Transform

Sesar transform, sangat besar, tegak lurus, merupakan sesar mendatar yang memotong

litosfir. Dan merupakan batas antara dua lempeng yang saling bergesekan (Gambar

14.10B)

Gambar 14.10 Hubungan seismisitas dan batas lempeng (plate boundarles). Titik-titik besar besar menunjukkan gempa. A batas divergen. Gempa mempunyai foci dangkal,magnitude Richter rendah dan gerak sesar normal. B. sesar transform. Gempa mempunyai kedalaman foci sampai 100km, terkadang magnitude Richter tinggi dan gerak strike slip. C. Batas subduksi,gempa-gempanya kompleks,magnitude Richter rendah, foci dangkal dan gerak sesar normal berarah kelaut (palung samudera). D. Batas tumbukan (collision) benua. Gempa kedalaman mempunyai foci sampai 300 km, gerak sesar anjakan (thrust fault) dan terkadang magnitude Richter tinggi (BJ Skinner,1992)

Kegempaan

147

Studi gerak pertama membenarkan bahwa gerak sesar transform memang mendatar (strike

slip). Foci gempa selalu dangkal, tidak lebih dalam dari 100km, dan seringnya merupakan

gempa dengan magnitutede Richter tinggi.

Lokasi-lokasi foci gempa menunjukan sesar transform yang memotong kerak benua

cenderung sebagai satu sistem sesar-sesar sejajar daripada sesar tunggal. Kemungkinan

gejala ini yang membentuk sesar San Andreas.

14.6.4. Batas Konvergen

Sebagai telah diuraikan bahwa ada dua macam batas konvergen, yakni subduksi dan

tumbukan. Batas subduksi (subduction), dimana litosfir yang ditutupi kerak samudera

menunjam ke astenosfir dan mesosfir. Dan batas tumbukan (collision) dimana dua benua

bertumbukan. Masing-masing mempunyai pola aktivitas seismik yang karakteristik dan

masing-masing kompleks dan dapat terjadi berbagai gempa (Gambar 14.10C)

Litosfir melenting ke bawah karena menunjam yang mengakibatkan berkembangnya sesar-

sesar normal pada bagian atas lempeng. Gempa yang berasosiasi dengan sesar ini ini

semuanya mempunyai foci dangkal dan magnitude rendah. Subduksi melibatkan satu

lempeng menggelincir dibawah yang lain, sehingga batas lempeng merupakan sesar

anjakan. Gempa-gempa yang mempunyai kedalaman yang mempunyai kedalaman paling

sedikit 100km (daerah dimana dua lempeng litosfir bersinggungan) magnitudenya tinggi

dan memperlihatkan gerak pertamanya gerak sesar anjakan. Dibawah 100km,dimana

litosfir turun kedalam astenosfir, terjadi gempa dalam lempeng yang menunjam.

Pengeplotan foci di busur kepulauan pada penampangsistem palung sistem palung

memperlihtakan foci makin dalam (Gambar 14.11) dan membentuk satu jalur (band) tipis

yang disebut sebagai zona Benioff. Zona Benioff ini ada yang menginterpretasi sebagai

daerah subduksi. Beberapa gempa menunjukkan tegasan tensional (sesar normal),

sedangkan lainnya tegasan kompressional (sesar naik). Mengapa dan bagaimana gempa

dalam terjadi pada lempeng menunjam ini masih diteliti.

Batas tumbukan adalah tempat-tempat dimana dua benua betrumbukan. Contoh aktualnya

adalah rangkaian pegunungan Himalaya, tumbukan India dengan Asia. Zona tumbukan

merupakan daerah yang luas nya beberapa ratus kilometer,dimana batuan mengalami

tekanan dan teranjakan (thrusted) sangat intensif (Gambar 14.10D).

Pada zona tumbukan litosfir mengalami penebalan setempat (local). Gempa mempunyai

foci sedalam 300km dan magnitude tinggi dan gerak pertamanya menunjukkan sesar

anjakan.

Kegempaan

148

14.7. Manfaat Gempa Bumi

Gempa bumi, hampir selalu mencelakakan dan merugika manusia, namun ada juga

manfaatnya dalam ilmlu pengetahuan, terutama dalam mempelajari planet bumi. Dengan

mempelajari gerak pertama (first motion) gelombang gempa yang sampai di seismograf,

dapat diketahui gerak sesar yang menimbulkan gempa. Informasi yang dibutuhkan adalah

rekaman kedatangan body wave gelombang gempa. Misalnya gelombang P, bila yang

pertama sampai berupa pulsa kompresi, energi elastis yang dilepas dan gerak sesar

penyebabnya haruslah menuju ke seismograf. Jika pulsa regangan (expansion), gerak

sesarnya harus menjauhi seismograf (Gambar 14.12). namun harus juga diperhatikan

gelombang P yang diamati tergantung dari lokasi seismograf. Gerak sesar dapat ditentukan

dengan pengeplotan gerak pertama dari beberapa seismograf.

Telah kita ketahui bahwa gelombang P dan S merambat pada batuan dengan kecepatan

berbeda-beda. Kedua gelombang ini memberikan respons yang berbeda terhadap

perubahan sifat batuan. Waktu gelombang dating P dan S pada seismograf diseluruh dunia

menghasilkan rekaman gelombang - gelombang yang sudah merambat sepanjang berbagai

lintasan. Dari rekaman-rekaman memungkinkan untuk menghitung perubahan sifat batuan.

Semisal bumi terdiri dari bahan yang uniform, makin kedalam kecepatan gelombang P dan

S akan naik sedikit-sedikit. Karena tekanan naik densitas dan rigiditas juga bertambah

besar. Kedua sifat fisik batuan ini yang mengontrol kecepatan gelombang. Perhitungan

Gambar 14.11 Zona Benioff. Konsentrasi focus gempa-bumi dalam di daerah Benioff zone, yang diperkirakan indikasi gerak penenjaman lempeng (Ludman, 1982)

Kegempaan

149

waktu tempuh gelombang, dengan pengandaian massa bumi uniform, dan waktu tempuh

yang dicatat seismograf berbeda banyak.

Hal ini diperkirakan bahwa body wave tidak mengalami kenaikan kecepatan, yang berarti

merambat pada satu medium. Dengan kata lain, gelombang tersebut telah dipantulkan atau

dibiaskan, sehingga tidak melalui medium yang berbeda. Berdasarkan perhitungan ini

Mohorovicic dan Gutenberg menemukan bidang diskontinuitas. Masing-masing batas

antara kerak dan mantel serta mantel dan inti bumi.

14.8. Meramal Gempa

Gempa bumi hampir selalu mencelakakan. Karena itu penelitian terus dilakukan untuk

mengetahui bila dan dimana akan terjadi gempa. Sehingga dapat dihindari jatuhnya

korban. Oleh karena Cina sering dilanda gempa kuat, mereka menelitinya dengan giat,

termasuk tingkah laku binatang. Contohnya pada gempa18 juli 1969, petugas kebun

binatang Tianjin, memperhatikan tingkah laku binatang-binatangnya yang sangat aneh dan

melaporkannya ke kantor peramal gempa. Panda yang biasanya diam berteriak,angsa tidak

mau mendekati air, yak tidak mau makan dan ular juga tidak mau masuk liangnya. Dan

pada siangnya gempa berskala 7,4 skala Richter mengguncang Tianjing. Korban tidak

begitu banyak karena masyarakat sudah diperingatkan. Tetapi manusia tidak menyerahkan

nasibnya pada tingkah laku binatang, para ahli gempa mempelajarinya dengan mengukur

perubahan-perubahan sifat batuan dibawah pengaruh strain elastis (elastically strained

rock), yang dapat dimonitor. Dengan mengukur sifat-sifat kemagnitan, konduktifitas listrik

dan porositasnya. Dilakukan juiga observasi sederhana dengan mengukur permukaan air

sumur, yang ada kaitannya dengan prositas. Penaikan dan penurunan elevasi secara

perlahan dapat juga merupakan petunjuk bahwa regangan (strain) sedang berlangsung. Dan

Gambar 14.12 Gerak pertama body wave pada seismograf untuk menentukan arah gerak sesar. Gerak pertama gelombang P yang terdeteksi seismograf dapat berbentuk dorongan menjauhi fokus (diterima seismograf pulsa kompresi) atau tarikan terhadap focus (pulsa tarikan), (A). Pengeplotan pulsa pertama yang dicatat beberapa seismograf dapat menentukan arah gerak sesar, dalam contoh (B) sesar mendatar (strike slip fault)

Kegempaan

150

yang sangat berarti (significant) adalah berkembangnya rekahan-rekahan kecil yang umum

terjadi pada batuan yang meregang. Berkembangnya rekahan dan retakan menimbulkan

rambatan gempa-gempa lemah foreshocks- yang merupakan petunjuk akan datangnya

gempa bumi. Foreshocks memang pertanda yang sangat berarti, namun bila akan terjadi

gempa utamanya masih belum jelas. Bisa dalam hitungan hari, bahkan dalam beberapa

kasus sampai tahun.

Saat batuan yang melenting menjepret balik (snap back), sambil melepaskan energi yang

menyebabkan gempa utama, belum kembali ke bentuk asalnya secara sempurna. Secara

perlahan ia akan kembali ke bentuk asalnya secara sempurna. Secara perlahan ia akan

kembali ke bentuk asalnya sambil melepaskan energi elastisnya. Energi inilah yang

menyebabka gempa susulan atau after shock.

14.9. Pengelompokan Gempa

Kedalaman foci gempa bumi, ternyata berbeda-beda, tergantung dari lokasi

penyebarannya. Bedasarkan kedalaman focinya gempa dikelompokkan menjadi empat:

1. Gempa dangkal, 0-60 km

2. Gempa menengah, 60-300 km

3. Gempa transient, 300-450 km

4. Gempa dalam, kedalamannya > 450 km

Gempa yang sering mengguncang permukaan bumi yang disebabkan oleh sesar disebut

gempa tektonik dan seperti telah diuraikan gempa tektonik merupakan gempa berkekuatan

tinggi, pengaruhnya sangat luas dan daya perusaknya juga besar.

Gempa lemah yang sering terasa di daerah sekitar gunung api aktif, mempunyai penyebab

yang lain. Aktifitas magma dibawah permukaan mendesak dan bergerak naik ke pada pipa

kepundan. Gerakan menimbulkan gesekan yang membuat batuan disekitarnya bergetar.

Getaran dipancarkan kesegala arah. Getaran inilah yang dirasakan disekitar gunung api,

sebagai gempa volkanik. Gempa volkanik merupakan gempa lemah yang hanya dirasakan

disekitar gunung api saja. Gempa ini merupakan salah satu indikasi api mulai aktif ,

kemungkinan akan terjadi erupsi.

Gempa lemah lain yang mungkin terjadi adalah akibat getaran yang ditimbulkan oleh

jatuhnya sejumlah besar massa batuan secara tiba-tiba, disebut gempa terban. Runtuhnya

atap gua di daerah ramping (Bab pelapukan) atau terjadinya longsoran massa batuan yang

besar, getaran yang ditimbulkan bersifat local, hanya terasa disekitarnya saja, dalam radius

yang tidak besar.

Kegempaan

151

14.10. Tugas

1. Apa yang menjadi penyebab gempa? Jelaskan!

2. Menurut anda, apakah besar magnitut suatu gempa di setiap tempat sama atau tidak?

Kenapa kerusakan yang ditimbul gempa pada suatu daerah berbeda-beda?

3. Apa nama perekam dan rekaman suatu gempa?

4. Bagaimana menentukan lokasi pusat gempa?