1

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.

2

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 akibat-

akibatnya 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.

3

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

4

laut (trench), dan sering disebut juga dengan zona subduksi atau zona Wadati-

Benioff. 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

5

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 patahan-

patahan 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

6

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).

7

b. Type II : Sebelum terjadi gempa bumi utama, diawali dengan adanya

gempa pendahuluan dan selanjutnya diikuti oleh gempa

susulan yang cukup banyak.

c. 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.

8

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.

9

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.

10

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.

11

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

12

13

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

14

(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 KEDALAMAN VOLUME MASSA DENSITAS

(km) 109km3 % 1012 kg % gr/cm3

Kerak bumi

Mantel atas

Mantel bawah

Inti luar

Inti dalam

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

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.

15

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

16

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.

17

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 130, dan tidak terlihat sampai

dengan jarak kurang dari 140. Hal tersebut disebabkan karena adanya inti

bumi. Gelombang langsung P akan menyinggung permukaan inti bumi pada

jarak 103 dan pada jarak yang akan mengenai inti bumi pada jarak 144.

Gelombang P akan timbul kembali yaitu gelombang yang menembus inti bumi

18

dengan dua kali mengalami refraksi. Menghilangnya gelombang P pada jarak

103 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 103 - 144 disebut sebagai Shadow zone, walaupun sebenarnya fase yang lemah dapat pula terlihat di daerah ini.

Walaupun gelombang bodi dapat menjalar ke segala arah di permukaan bumi,

namun tetap tidak dapat menembus inti bumi sebagai gelombang transversal.

Keadaan ini membuktikan bahwa inti luar bumi berupa fluida. Untuk

penelitian tetap diasumsikan keadaan homogen, yaitu bagian luar bumi dan inti

bumi ( dua media homogen yang berbeda ).

Kadang kadang juga ditemui suatu fase yang kuat di daerah Shadow zone sampai ke jarak kurang lebih 110. Karena adanya fase inilah pada tahun

1930 ditemukan media lain yaitu inti dalam. Batas dari inti dalam ini terdapat

pada kedalaman 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:

2Vp (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 3 dari

kecepatan gelombang S.

19

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 gempa-

gempa 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.

20

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 :

21

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 10 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.

22

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.

23

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.

24

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

25

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.

26

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.

27

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.

28

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.

29

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 = = Xj x y y

= perubahan volume atau dilatasi

= densitas Uj = vektor tegangan komponen ke i

Xj = komponen sumbu koordinat ke i

30

t = waktu

= konstante Lame = modulus rigiditas

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 :

31

z

v

y

ww

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 masing-

masing 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.

1

1v

xT

32

2

121

1

2

cos2

v

ih

v

xT

2

232

1

131

3

3

cos2cos2

v

ih

v

ih

v

xT

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 i dan

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:

33

Akan memotong sumbu T dan disebut Intercept time atau waktu tunda ( i )

dan kedalaman lapisan pertama dan kedua kerak bumi model sederhana

diformulakan:

Sedang dengan metode jarak Cross Over akan didapat persamaan-persamaan

sebagai berikut:

21212321

1

2

1

2vv

vv

h

v

XT

v

XT

b

l

Titik potong kedua persamaan tersebut di atas di titik (Xco1, T1) dengan

T1 = Tb

Jadi

21212221

1

21

2vv

vv

h

v

EX

v

EX coco

21

2

1

2

2

121

2 vv

vvEXh co

Atau kedalaman lapisan pertama dapat ditulis:

sedang kedalaman lapisan kedua adalah:

34

35

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

36

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 Woods-

Anderson 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

37

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 :

mb = 2.5 + 0.63 Ms ..(4.1-4) atau 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.

38

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 = D A .(4.1-6)

Dengan Mo = momen seismik, = 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

39

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

40

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.

41

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).

42

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:

,2

22

10 log3

h

hrII

...(4.2-1)

43

Dari suatu gempa bumi di California Selatan diperoleh hubungan antara

magnitude gempabumi dengan intensitas maksimum (Io), dan diperlihatkan

dalam persamaan :

3

2 oIIM (4.2-2)

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.

44

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 Skala Rossi Forrel

Th. 1964 Th. 1950 Th. 1874

I 0 I

II 1 II

III 2 III

IV 2 / 3 IV

V 3 V VI

VI 4 VII

VII 4 / 5 VIII

VIII 5 IX

IX 6 X

X 6 X

XI 7 X

XII 7 X

45

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.

46

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

47

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

)5.0(5.1 MIO

5.03log Ia ..(4.4-1)

Dimana M adalah magnitude, OI 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 OBrein

7.0log68.024.014.0log MIa (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.

48

o Hubungan rumus Donovan

32.15.0 )25/()(exp1080 ra M (4.4-3)

Di mana a adalah percepatan, M adalah magnitude dan r adalah jarak

hiposenter dalam satuan km.

o Hubungan rumus Esteva

25.0 )40/()(exp5600 ra M .(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 :

0021.0expOII .(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 :

301.1278.0 )25(103.472 RM ..(4.4-6)

dengan :

= percepatan tanah pada permukaan (gal)

M = magnitude permukaan (SR)

R = jarak hiposenter (km)

22 hR

49

= Jarak episenter (km) h = kedalaman sumber gempa (km)

o Model percepatan tanah rumusan Kawashumi (1950) :

)4342.0/1()/100()100(00084.045.5 RLogRMLog (4.4-7)

dengan :

= percepatan tanah pada permukaan (gal) M = magnitudo gelombang permukaan (SR)

R = jarak hiposenter (km)

22 hR

= jarak episenter (km) h = kedalaman sumber gempa (km)

Pada kedua model percepatan tanah di atas menggunakan parameter-

parameter 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) :

oTG )( (4.4-8a)

)/83.1167.0())/6.366.1((61.010)/1( LogMo T (4.4-8b)

22 ))/(/2.0(())/(1(/1)( TgTTgTgTTG ..(4.4-8c)

dengan :

= Percepatan tanah pada permukaan (gal) G(T) = Faktor pembesaran

50

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 Percepatan Maksimum

(gal)

Skala MMI Percepatan Maksimum

(gal)

0 dibawah 0.8 1 dibawah 1.0

1 0.8 ~ 2.5 2 1.0 ~ 2.0

2 2.5 ~ 8.0 3 2.1 ~ 5.0

3 8.0 ~ 25.0 4 5.0 ~ 10.0

4 25.0 ~ 80.0 5 10.0 ~ 21.0

5 80.0 ~ 250.0 6 21.0 ~ 44.0

6 250.0 ~ 400.0 7 44.0 ~ 94.0

7 diatas 400 8 94.0 ~ 202.0

9 202.0 ~ 432.0

10,11,12 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,

51

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.

52

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 -

OBrein, Gutenberg Richter, Kanai, Kawasumi dan lain-lain. Formula-formula 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 OBrein, Gutenberg-Richter dan Kanai untuk diterapkan pada pemetaan ini. Formula Murphy-

OBrein 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.

53

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.

54

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