BAB I PENDAHULUAN 1. Ruang Lingkup Dan Sejarah Seismologi
Seism Seismol ologi ogi pada pada mula mulany nyaa meru merupa pakan kan ilmu ilmu yang yang memp mempel elaj ajar arii tent tentan ang g gempabu gempabumi mi ( seism seismos os = gempabu gempabumi mi ), tetapi tetapi karena karena perkem perkembang bangan an dari 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 saat terjad terjadii gempabu gempabumi, mi, dari dari sumber sumbernya nya akan akan memanca memancarr gelomb gelombang ang 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 lain adal adalah ah seis seismo molo logi gi tekn teknik ik (ear (earth thqu quak akee engi engine neer erin ing) g),, seis seismo molo logi gi prospecting, seismologi nuklir, seismologi forcasting. Seismologi sendiri merupak merupakan an cabang cabang dari dari Solid Solid earth earth physic physicss yang yang merupak merupakan an cabang cabang ilmu ilmu geofisika. Sedang geofisika sendiri merupakan cabang dari geosains. ntuk jelasnya posisi seismologi dari anak cabang geofisika dapat d apat dilihat pada skema berikut!
Seperti halnya geofisika, akti"itas yang terkait dengan seismologi meliputi kegiatan kegiatan
#
pengamatan, eksperimen dan penelitian di laboratorium serta penelitian secara teoritis. $byek $byek Peneli Penelitia tian n bidang bidang seism seismolo ologi gi adalah adalah bagian bagian dalam dalam bumi bumi sedang sedangkan kan pengamatannya dilakukan di permukaan, sehingga sering mengalami kendala, dimana hasil interpretasi interpretasinya nya antara antara peneliti peneliti yang satu dengan yang lain sering berbeda. %al ini karena disamping penelitian tidak pada obyeknya langsung, tetapi juga menggunakan asumsi&asumsi yang berbeda. ntuk menghasilkan interp interpret retasi asi yang yang lebih lebih akurat akurat peneli penelitia tian n seism seismolo ologi gi harus harus seirin seiring g dengan dengan penelitian geofisika yang lain seperti, geomagnit, geolistrik, dan gra"itasi. 'isamp 'isamping ing itu itu yang yang lebih lebih utama utama adalah adalah eksper eksperime imen n dan peneli penelitia tian n yang yang dilakukan di laboratorium dan juga analisis teoritis yang didukung dengan ilmu penunjang yang lain seperti fisika, matematika, statistik statistik dan geologi. Seismologi menjadi ilmu pengetahuan sendiri sejak permulaan abad , tetapi dasar teorinya seperti teori elastisitas telah berkembang sejak pertengahan abad #* oleh Cauchy dan Poisson. Poisson. Sedang pengamatan pengamatan gempabumi dengan akibat& akibatnya telah dimulai sejak permulaan jaman sejarah, terutama di tempat gempabumi tersebut sering terjadi dan mengganggu kepentingan manusia. +lat pengamat gempa pertama dalam bentuk yang sangat sederhana dibuat di Cina Cina pada pada abad abad pertam pertamaa yang yang disebu disebutt dengan dengan seism seismosc oscope. ope. Sedangk Sedangkan an di ndonesia pengamatan gempabumi secara instrumental dilakukan pertama kali pada tahun #-*- dengan seismograf /ing yang dioperasikan d ioperasikan oleh pemerintah 0elanda, kemudian pada tahun #*- dipasang seismograf 1ichert yang sampai saat ini masih tera/at dengan baik dan berada di Stasiun 2eofisika 3akarta. +lat ini menggunakan menggunakan sistem pendulum dimana berat pendulumnya pendulumnya sendiri sendiri sekitar satu ton. 2. empa!umi
Setiap tahun planet bumi digoyang oleh lebih dari # 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 a/am gempabumi disebabkan oleh bermacam&macam hal sesuai dengan kepercayaan masyarakat setempat. Sebagia Sebagian n masya masyaraka rakatt 3a/a 3a/a tradis tradision ional al memperc mempercaya ayaii bah/a bah/a gempa gempa bumi bumi dise diseba babk bkan an kare karena na suat suatu u mahl mahluk uk besa besarr yang yang memb membeb ebani ani bumi bumi sedan sedang g
pengamatan, eksperimen dan penelitian di laboratorium serta penelitian secara teoritis. $byek $byek Peneli Penelitia tian n bidang bidang seism seismolo ologi gi adalah adalah bagian bagian dalam dalam bumi bumi sedang sedangkan kan pengamatannya dilakukan di permukaan, sehingga sering mengalami kendala, dimana hasil interpretasi interpretasinya nya antara antara peneliti peneliti yang satu dengan yang lain sering berbeda. %al ini karena disamping penelitian tidak pada obyeknya langsung, tetapi juga menggunakan asumsi&asumsi yang berbeda. ntuk menghasilkan interp interpret retasi asi yang yang lebih lebih akurat akurat peneli penelitia tian n seism seismolo ologi gi harus harus seirin seiring g dengan dengan penelitian geofisika yang lain seperti, geomagnit, geolistrik, dan gra"itasi. 'isamp 'isamping ing itu itu yang yang lebih lebih utama utama adalah adalah eksper eksperime imen n dan peneli penelitia tian n yang yang dilakukan di laboratorium dan juga analisis teoritis yang didukung dengan ilmu penunjang yang lain seperti fisika, matematika, statistik statistik dan geologi. Seismologi menjadi ilmu pengetahuan sendiri sejak permulaan abad , tetapi dasar teorinya seperti teori elastisitas telah berkembang sejak pertengahan abad #* oleh Cauchy dan Poisson. Poisson. Sedang pengamatan pengamatan gempabumi dengan akibat& akibatnya telah dimulai sejak permulaan jaman sejarah, terutama di tempat gempabumi tersebut sering terjadi dan mengganggu kepentingan manusia. +lat pengamat gempa pertama dalam bentuk yang sangat sederhana dibuat di Cina Cina pada pada abad abad pertam pertamaa yang yang disebu disebutt dengan dengan seism seismosc oscope. ope. Sedangk Sedangkan an di ndonesia pengamatan gempabumi secara instrumental dilakukan pertama kali pada tahun #-*- dengan seismograf /ing yang dioperasikan d ioperasikan oleh pemerintah 0elanda, kemudian pada tahun #*- dipasang seismograf 1ichert yang sampai saat ini masih tera/at dengan baik dan berada di Stasiun 2eofisika 3akarta. +lat ini menggunakan menggunakan sistem pendulum dimana berat pendulumnya pendulumnya sendiri sendiri sekitar satu ton. 2. empa!umi
Setiap tahun planet bumi digoyang oleh lebih dari # 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 a/am gempabumi disebabkan oleh bermacam&macam hal sesuai dengan kepercayaan masyarakat setempat. Sebagia Sebagian n masya masyaraka rakatt 3a/a 3a/a tradis tradision ional al memperc mempercaya ayaii bah/a bah/a gempa gempa bumi bumi dise diseba babk bkan an kare karena na suat suatu u mahl mahluk uk besa besarr yang yang memb membeb ebani ani bumi bumi sedan sedang g
bergerak. 4asyarakat 3epang kuno mempercayai gempabumi disebabkan oleh semacam ikan lele (cat fish) yang sedang bergerak, dan banyak kepercayaan lain yang disebabkan karena hal&hal yang misterius. 5alu apa yang sebenarnya menyeb menyebabka abkan n terjadi terjadi gempabu gempabumi mi 6 3a/aba 3a/abanny nnyaa ada pada teori teori perger pergeraka akan n lempeng tektonik. 4enurut 4enurut teori teori tekton tektonik ik lempeng lempeng,, bagian bagian luar luar bumi bumi merupak merupakan an kulit kulit yang yang tersusun oleh lempeng&lempeng tektonik yang saling bergerak. 'i bagian atas disebu disebutt lapisa lapisan n litosf litosfir ir merup merupakan akan bagian bagian kerak kerak bumi bumi yang yang tersus tersusun un dari dari material yang kaku. 5apisan ini mempunyai ketebalan sampai - km di daratan dan sekitar #7 km di ba/ah samudra. 5apisan di ba/ahnya disebut astenosfir yang berbentuk padat dan materinya dapat bergerak karena perbedaan tekanan. 5itosfir adalah suatu lapisan kulit bumi yang kaku, lapisan ini mengapung di atas astenosfir. 5itosfir bukan merupakan satu kesatuan tetapi terpisah&pisah dalam dalam beberap beberapaa lempen lempeng g yang yang masing masing&ma &masin sing g berger bergerak ak dengan dengan arah arah dan kecepatan kecepatan yang berbeda&beda. berbeda&beda. Pergerakan Pergerakan tersebut disebabkan oleh adanya adanya arus kon"eksi yang terjadi di dalam bumi.
0ila 0ila dua buah buah lempeng lempeng bertum bertumbuka bukan n maka maka pada daerah batas antara antara dua lempeng lempeng akan terjadi tegangan. tegangan. Salah satu lempeng akan menyusup menyusup ke ba/ah lemp lempeng eng yang yang lain lain,, masu masuk k ke ba/a ba/ah h lapi lapisa san n aste asteno nosf sfir ir.. Pada Pada umum umumny nyaa lempeng samudra akan menyusup ke ba/ah lempeng benua, hal ini disebabkan lempeng samudra mempunyai densitas yang lebih besar dibandingkan dengan lempeng benua.
+pabi +pabila la tega teganga ngan n ters tersebu ebutt tela telah h sedem sedemik ikia ian n besa besarr sehi sehing ngga ga mela melamp mpaui aui kekuatan kulit bumi, maka akan terjadi patahan pada kulit bumi tersebut di daerah terlemah. terlemah. 8ulit bumi yang patah tersebut akan melepaskan melepaskan energi atau tega teganga ngan n seba sebagi gian an atau atau selu seluru ruhny hnyaa untuk untuk kembal kembalii ke keada keadaan an semu semula la.. Peristi/a pelepasan energi ini disebut gempabumi.
2empab 2empabum umii terj terjad adii di sepan sepanja jang ng bata batass atau atau beras berasos osia iasi si denga dengan n batas batas pertemuan lempeng tektonik. Pada kenyataannya pergerakan relatif dari lemp lempen eng g berj berjal alan an sang sangat at lam lambat, bat, ham hampir pir sam sama deng dengan an kece kecepa pata tan n pertumbuahan kuku manusia (& cm pertahun). %al ini menimbulkan adanya adan ya friksi friksi pada pada pertem pertemuan uan lempeng lempeng,, yang yang mengak mengakiba ibatka tkan n energi energi terakum terakumula ulasi si
9
sebelum terjadinya gempa bumi. 8ekuatan gempa bumi ber"ariasi dari tempat ke tempat sejalan dengan perubahan /aktu. 0atas lempeng tektonik dapat dibedakan atas tiga bentuk utama, kon"ergen, di"ergen, dan sesar mendatar. 0entuk yang lainnya merupakan kombinasi dari tiga bentuk batas lempeng ini. Pada bentuk kon"ergen lempeng yang satu relatif bergerak menyusup di ba/ah lempeng yang lain. :ona tumbukan ini diindikasikan dengan adanya palung laut (trench), dan sering disebut juga dengan ;ona subduksi atau ;ona 1adati& 0enioff. :ona penunjaman ini menyusup sampai kedalaman < km diba/ah permukaan bumi di lapisan astenosfir. 0entuk kon"ergen berasosiasi terhadap sumber gempa dalam dan juga gunung api. Pada bentuk di"ergen 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
+kibat pergerakan lempeng tektonik, maka di sekitar perbatasan lempeng akan terjadi akumulasi energi yang disebabkan baik karena tekanan, regangan ataupun gesekan. nergi yang terakumulasi ini jika mele/ati batas kemampuan atau ketahanan batuan akan menyebabkan patahnya lapisan batuan tersebut. 3adi gempa bumi tidak lain merupakan manifestasi dari getaran lapisan batuan yang patah yang energinya menjalar melalui badan dan permukaan bumi berupa gelombang seismik. nergi yang dilepaskan pada saat terjadinya patahan tersebut dapat berupa energi deformasi, energi gelombang dan lain&lain. nergi deformasi ini dapat terlihat pada perubahan bentuk sesudah terjadinya patahan, misalnya pergeseran. Sedang energi gelombang menjalar melalui medium elastis yang dile/atinya 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. 2empabumi selain terjadi pada perbatasan lempeng juga terjadi pada patahan& patahan lokal yang pada dasarnya merupakan akibat dari pergerakan lempeng juga. 2empabumi yang terjadi di sekitar perbatasan lempeng biasa disebut gempa interplate, sedang yang terjadi pada patahan lokal yang berada pada satu lempeng disebut gempa intraplate. 8arena bentuk pertemuan lempeng ada tiga macam, dengan demikian gempa interplate juga bisa terjadi tiga macam, yaitu! o
o
o
2empa bumi yang terjadi di sepanjang sistem rift dimana lempeng samudra terbentuk. 2empa bumi yang terjadi di sepanjang sistem subduksi dimana lempeng samudra menyusup di ba/ah lempeng kontinen. 2empa bumi yang terjadi di sepanjang patahan transform atau sesar geser dimana pertemuan lempeng tektonik saling menggeser secara hori;ontal.
'i ndonesia gempabumi interplate banyak terjadi di laut dengan kedalaman dangkal dan yang terjadi di daratan kedalaman fokusnya menengah sampai dalam dan bisa mencapai kedalaman < km. Sedangkan gempabumi
7
intraplate di ndonesia mempunyai kedalaman sumber gempa relatif dangkal dan bisa terjadi di darat dan laut. 2empabumi yang besar selalu menimbulkan deretan gempa susulan yang biasa disebut dengan aftershocks. 8ekuatan aftershock selalu lebih kecil dari gempa utama dan /aktu berhentinya aftershock bisa mencapai mingguan sampai bulanan tergantung letak, jenis dan besarnya magnitude gempa utama. 2.1. "enis empa!umi
2empabumi yang merupakan fenomena alam yang bersifat merusak dan menimbulkan bencana dapat digolongkan menjadi empat jenis, yaitu! a.
2empabumi >ulkanik ( 2unung +pi ) 2empa bumi ini terjadi akibat adanya akti"itas magma, yang biasa terjadi sebelum gunung api meletus. +pabila keaktifannya semakin tinggi maka akan menyebabkan timbulnya ledakan yang juga akan menimbulkan terjadinya gempabumi. 2empabumi tersebut hanya terasa di sekitar gunung api tersebut.
b. 2empabumi ?ektonik 2empabumi ini disebabkan oleh adanya akti"itas tektonik, yaitu pergeseran lempeng lempeng tektonik secara mendadak yang mempunyai kekuatan dari yang sangat kecil hingga yang sangat besar. 2empabumi ini banyak menimbulkan kerusakan atau bencana alam di bumi, getaran gempa bumi yang kuat mampu menjalar keseluruh bagian bumi. c. 2empabumi @untuhan 2empabumi ini biasanya terjadi pada daerah kapur ataupun pada daerah pertambangan, gempabumi ini jarang terjadi dan bersifat lokal. d. 2empabumi 0uatan 2empa bumi buatan adalah gempa bumi yang disebabkan oleh akti"itas dari manusia, seperti peledakan dinamit, nuklir atau palu yang dipukulkan ke permukaan bumi.
A
0erdasarkan kekuatannya atau magnitude (4), gempabumi dapat dibedakan atas ! a. 2empabumi sangat besar dengan magnitude lebih besar dari - S@. b. 2empabumi besar magnitude antara < hingga - S@. c. 2empabumi merusak magnitude antara 7 hingga A S@. d. 2empabumi sedang magnitude antara hingga 7 S@. e. 2empabumi kecil dengan magnitude antara 9 hingga S@ . f. 2empabumi mikro magnitude antara # hingga 9 S@ . g. 2empabumi ultra mikro dengan magnitude lebih kecil dari # S@ . 0erdasarkan kedalaman sumber (h), gempabumi digolongkan atas ! a. 2empabumi dalam h B 9 8m . b. 2empabumi menengah - h 9 8m . c. 2empabumi dangkal h - 8m . 0erdasarkan tipenya 4ogi membedakan gempabumi atas! a. b.
c.
?ype !
Pada tipe ini gempa bumi utama diikuti gempa susulan tanpa didahului oleh gempa pendahuluan (fore shock). ?ype ! Sebelum terjadi gempa bumi utama, dia/ali dengan adanya gempa pendahuluan dan selanjutnya diikuti oleh gempa susulan yang cukup banyak. ?ype ! ?idak terdapat gempa bumi utama. 4agnitude dan jumlah gempabumi yang terjadi besar pada periode a/al dan berkurang pada periode akhir dan biasanya dapat berlangsung cukup lama dan bisa mencapai 9 bulan. ?ipe gempa ini disebut tipe s/arm dan biasanya terjadi pada daerah "ulkanik seperti gempa gunung 5a/u pada tahun #*<*.
2.2. Sum!er empa!umi
Seperti telah dijelaskan diatas bah/a pembangkit utama terjadinya gempabumi adalah pergerakan lempeng tektonik. +kibat 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. 'isamping itu akibat adanya pergerakan lempeng tadi terjadi patahan (sesar) pada lapisan bagian atas kerak bumi yang merupakan pembangkit kedua terjadinya gempabumi tektonik. 3adi sumber&sumber gempabumi keberadaannya ada pada perbatasan lempeng lempeng tektonik dan patahan& patahan aktif. ndonesia merupakan salah satu /ilayah yang sangat aktif terhadap gempabumi, karena terletak pada pertemuan tiga lempeng tektonik utama dan satu lempeng tektonik kecil. 8etiga lempeng tektonik itu adalah lempeng tektonik ndo&+ustralia, lempeng urasia dan lempeng Pasifik serta lempeng kecil Dilipina.
Gambar1.2. Globe lempeng tektonik
-
Gambar 1.3. Lempeng tektonik dunia
2ambar #.9 memperlihatkan < lempeng utama, yaitu lempeng urasia, Pasifik, ndo&+ustralia, +frika, +merika tara, +merika Selatan, +ntartika dan beberapa lempeng kecil lainnya.
?erdapat tiga jalur utama gempabumi yang merupakan batas pertemuan dari beberapa lempeng tektonik aktif! #. 3alur 2empabumi Sirkum Pasifik 3alur ini dimulai dari Cardilleras de los +ndes (Chili, quador dan Caribia), +merika ?engah, 4eEico, California 0ritish Columbia, +laska, +laution slands, 8amchatka, 3epang, ?ai/an, Dilipina, ndonesia, Polynesia dan berakhir di Fe/ :ealand. . 3alur 2empabumi 4editeran atau ?rans +siatic 3alur ini dimulai dari +;ores, 4editeran (4aroko, Portugal, talia, 0alkan, @umania), ?urki, 8aukasus, rak, ran, +fghanistan, %imalaya, 0urma, ndonesia (Sumatra, 3a/a, Fusa ?enggara, dan 5aut 0anda) dan akhirnya bertemu dengan jalur Sirkum Pasifik di daerah 4aluku
*
9. 3alur 2empabumi 4id&+tlantic 3alur ini mengikuti 4id&+tlantic @idge yaitu Spitsbergen, celand dan +tlantik selatan.
Sebanyak - G dari gempa di dunia, terjadi di jalur Sirkum Pasifik yang sering disebut sebagai @ing of Dire karena juga merupakan jalur >ulkanik. Sedangkan pada jalur 4editeran terdapat #7 G gempa dan sisanya sebanyak 7 G tersebar di 4id +tlantic dan tempat&tempat lainnya. 'i ndonesia lokasi sumber gempabumi bera/al dari Sumatra, 3a/a, 0ali, Fusa ?enggara, sebagian berbelok ke tara di Sula/esi, kemudian dari Fusa ?enggara sebagian terus ke timur 4aluku dan rian. %anya pulau 8alimantan yang relatif tidak ada sumber gempa kecuali sedikit bagian timur. 2ambar (#.) adalah batas lempeng&lempeng tektonik yang mele/ati ndonesia dan berasosiasi terhadap sumber&sumber gempa.
Gambar 1.4. Batas lempeng tektonik dan sebaran gempa di Indonesia
5empeng ndo&+ustralia bergerak menyusup diba/ah lempeng urasia, demikian pula lempeng Pasifik bergerak kearah barat. Pertemuan lempeng
#
tektonik ndo&+ustralia dan urasia berada di laut merupakan sumber gempa dangkal dan menyusup kearah utara sehingga di bagian darat berturut&turut ke utara di sekitar 3a/a H Fusa tenggara merupakan sumber gempa menengah dan dalam. 8edalaman sumber gempa di Sumatra bisa mencapai 9 km di ba/ah permukaan bumi dan di 3a/a bisa mencapai < km, sesuai dengan kedalaman lempeng ndo&+ustralia menyusup diba/ah lempeng urasia. 'isamping itu di daratan Sumatra juga terdapat sumber sumber gempa dangkal yang disebabkan karena akti"itas patahan Sumatra, demikian pula di sebagian 3a/a 0arat terdapat sumber&sumber gempa dangkal karena akti"itas patahan Cimandiri di Sukabumi, patahan 5embang di 0andung, dan lain lain. 2empa&gempa dangkal di bagian timur ndonesia selain berasosiasi dengan pertemuan lempeng (trench) juga disebabkan oleh patahan& patahan aktif, seperti patahan Palu 8oro, patahan Sorong, patahan Seram, dan lain&lain. 0eberapa tempat di Sumatra, 3a/a, Fusa tenggara, 4aluku, Sula/esi dan rian rentan terhadap bencana gempabumi baik yang bersifat langsung maupun tak langsung seperti tsunami dan longsor. 2ambar (#.7) menunjukkan sketsa patahan aktif di ndonesia yang merupakan dampak dari bertumbuknya tiga mega lempeng dan satu lempeng kecil Dilipina. Peta historis Seismisitas di ndonesia (#*A7&#**7) berdasarkan magnitude dan kedalamannya terlihat pada gambar (#.A).
Gambar 1.5. Sketsa patahan akti di Indonesia
##
Gambar 1.!. "eta sebaran episenter di Indonesia periode 1#!5$1##5
#
BAB II SUSUNAN BAIAN DALA# BU#I
'engan telah adanya seismograf yang dapat mencatat gelombang seismik, sejak permulaan abad 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. +ntara mantel dan kerak bumi dan antara mantel dan inti bumi merupakan lapisan batas diskontinuitas yang berfungsi sebagai pembiasan dan pemantulan gelombang seismik. 1. $erak Bumi
8erak bumi atau crust merupakan lapisan paling atas dari susunan bumi dan sangat tipis dibanding dengan lapisan lainnya. 5apisan kerak bumi mempunyai ketebalan ber"ariasi antara 7 H km di daratan dan bisa mencapai < km di ba/ah pegunungan, sedang di ba/ah samudra ketebalannya lebih tipis dan bisa mencapai 7 km. 5apisan ini dibagi lagi menjadi dua bagian yang dipisahkan oleh lapisan diskontinuitas Conrad, berturut&turut dari permukaan adalah lapisan yang me/akili batuan granit dan di ba/ahnya yang me/akili batuan basal. 'i ba/ah samudra lapisan granit umumnya tidak ditemui. 8erak bumi berbentuk materi padat, terdiri dari sedimen, batuan beku, dan metamorfis dengan unsur utama oksigen dan silikon. 'ensitas rata&rata 9,* grIcm9 , merupakan ,9 G dari massa bumi dan ,7 G dari "olume bumi secara keseluruhan. +ntara kerak dan mantel terdapat lapisan diskontinuitas yang disebut lapisan 4ohoro"icic dan sering disebut dengan lapisan 4 atau 4oho saja. 8ecepatan gelombang longitudinal atau gelombang kompresi pada lapisan ini berkisar antara A,7 kmIdetik sampai - kmIdetik. 2. #an%el Bumi
5apisan mantel bumi membujur ke dalam mulai dari lapisan moho sampai lapisan inti bumi pada kedalaman sekitar * km. 4antel sebagian besar dipertimbangkan sebagai lapisan padat. 5apisan ini dapat dibagi dua bagian masing&masing mantel atas dan mantel ba/ah. 4antel atas membujur sampai kedalaman # km diba/ah permukaan. 8ecepatan gelombang kompresi pada lapisan kulit bumi semakin keba/ah semakin besar mulai dari sekitar
#9
- kmIdetik di ba/ah lapisan moho sampai sekitar #9,< kmIdetik di perbatasan inti&mantel. Pada lapisan mantel atas terdapat beberapa lapisan diskontinuitas dimana kecepatan gelombang tiba&tiba turun. Pada kedalaman antara # km sampai 7 km diba/ah permukaan bumi terdapat lapisan kecepatan rendah (5>5). 5apisan 5>5 diperkirakan berupa materi mencair yang panas, dengan rigiditas rendah serta kecepatan gelombang seismik bisa turun sekitar A G jika dibanding dengan kecepatan pada lapisan moho. 4antel ba/ah kecepatan gelombang seismiknya secara gradual naik sesuai dengan kedalaman. Pada lapisan mantel tidak terdapat lapisan diskontinuitas yang berfungsi sebagai pembias dan pemantul gelombang seismik. ?abel susunan bagian dalam bumi 5+PS+F
8'+5+4+F (km)
8erak bumi 4antel atas 4antel ba/ah nti luar nti dalam
Perm.& moho 4oho H # # H * * H 7# 7# H A9<
>$54 G #*km9 7,# *,# <9,#AA, -,A
,7 9*,A 9,< #7, ,-
4+SS+ G ## kg #7 #A<9 #7 #<9 #7
,9 -, , *, ,#
'FS?+S grIcm 9 ,* 9,* 7,# #,7 #,79
'iskontinuitas 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 ). 'ensitas dari mantel bumi antara 9,* H 7,# grIcm9, terdiri dari oksigen, magnesium, silikat dan sedikit ferum. 4antel merupakan A-, G dari massa bumi dan -9,9 G dari "olume bumi.
&. In%i Bumi
nti bumi adalah lapisan yang paling dalam dari bumi. 5apisan ini diperkirakan mempunyai jari&jari 97 km dan terdiri dari dua bagian masing&masing inti luar (outer core) dan inti dalam (inner core). 5apisan inti luar membujur sampai kedalaman sekitar 7# km diba/ah permukaan bumi dan diperkirakan berupa fluida, karena dari catatan seismogram gelombang shear tidak
#
teridentifikasi. 8ecepatan gelombang kompresi pada lapisan inti luar naik sesuai kedalaman antara - H # kmIdetik, sedang pada lapisan inti dalam kecepatanya juga naik antara # H #9,< kmIdetik. Pada inti dalam gelombang shear dapat teridentifikasi kembali sehingga diperkirakan tersusun dari material padat. 4ateri inti luar terdiri dari besi dan nikel dalam bentuk cair I fluida sedangkan inti dalam dengan materi yang sama dalam bentuk padat. nti luar yang berupa medium tak padat dengan densitas #,7 grIcm9 merupakan #7, G dari "olume bumi dan *, G dari massa bumi. 4ateri yang tak padat ini diapit oleh dua materi padat ( mantel dan inti dalam ) membentuk sand /ich dan bergerak terus akibat efek rotasi dan re"olusi bumi. %al ini terutama yang menjadi sumber medan magnet bumi. nti dalam merupakan bagian kecil dibanding mantel dan inti luar, yaitu ,- G dari "olume bumi dan ,# G dari massa bumi tetapi mempunyai densitas paling besar yaitu rata&rata #,79 grIcm9. 2ambar (.#) dan (.) memperlihatkan struktur bagian dalam bumi dan kur"a kecepatan gelombang seismiknya.
Gambar 2.1. Struktur bagian dalam bumi
#7
Gambar 2.2. Graik ke%epatan gelombang seismik
Secara umum, harga densitas bertambah terhadap kedalaman bumi. 'emikian juga harga tekanan dan temperature, makin kedalam harganya makin besar.
#A
BAB III EL'#BAN SEIS#I$ 1. (ipe Dasar Dan Si)a% U%ama
2elombang seismik adalah gelombang elastik yang menjalar ke seluruh bagian dalam bumi dan melalui permukaan bumi, akibat adanya lapisan batuan yang patah secara tiba H tiba atau adanya suatu ledakan. 2elombang utama gempa bumi terdiri dari dua tipe yaitu gelombang bodi (0ody 1a"e) dan gelombang permukaan (Surface 1a"es). 2elombang seismik merambat dalam lapisan bumi sesuai dengan prinsip yang berlaku pada perambatan gelombang cahaya! pembiasan dengan koefisien bias, pemantulan dengan koefisien pantul, hukum&hukum Dermat, %uygens, Snellius dan lain&lain. 1.1. elom!ang Bo*i +Bo*, -aes/
2elombang bodi merupakan gelombang yang menjalar melalui bagian dalam bumi dan biasa disebut free /a"e karena dapat menjalar ke segala arah di dalam bumi. 2elombang bodi terdiri atas gelombang primer dan gelombang sekunder. 2elombang primer merupakan gelombang longitudinal atau gelombang kompresional, gerakan partikelnya sejajar dengan arah perambatannya. Sedang gelombang sekunder merupakan gelombang trans"ersal atau gelombang shear, gerakan partikelnya terletak pada suatu bidang yang tegak lurus dengan arah penjalarannya. 2elombang 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. 2elombang sekunder terdiri dari dua komponen, yaitu gelombang S% dengan gerakan partikel hori;ontal dan gelombang S> dengan gerakan partikel "ertikal. Sifat penjalaran gelombang P yang langsung adalah bah/a gelombang ini akan menjadi hilang pada jarak lebih besar dari #9J, dan tidak terlihat sampai dengan jarak kurang dari #J. %al tersebut disebabkan karena adanya inti
#<
bumi. 2elombang langsung P akan menyinggung permukaan inti bumi pada jarak #9J dan pada jarak yang akan mengenai inti bumi pada jarak #J. 2elombang P akan timbul kembali yaitu gelombang yang menembus inti bumi dengan dua kali mengalami refraksi. 4enghilangnya gelombang P pada jarak #9J memungkinkan untuk menghitung kedalaman lapisan inti bumi.
2uttenberg (#*#9) mendapatkan kedalaman inti bumi * km. ?elah didapatkan pula bah/a batas mantel dengan inti bumi merupakan suatu diskontinuitas yang tajam. 'aerah antara #9J & #J disebut sebagai K Shado/ ;oneK, /alaupun sebenarnya fase yang lemah dapat pula terlihat di daerah ini.
1alaupun gelombang bodi dapat menjalar ke segala arah di permukaan bumi, namun tetap tidak dapat menembus inti bumi sebagai gelombang trans"ersal. 8eadaan ini membuktikan bah/a inti luar bumi berupa fluida. ntuk penelitian tetap diasumsikan keadaan homogen, yaitu bagian luar bumi dan inti bumi ( dua media homogen yang berbeda ).
8adang H kadang juga ditemui suatu fase yang kuat di daerah KShado/ ;oneL sampai ke jarak kurang lebih ##J. 8arena adanya fase inilah pada tahun #*9 ditemukan media lain yaitu inti dalam. 0atas dari inti dalam ini terdapat pada kedalaman 7# km . 'iperkirakan kecepatan gelombang seismik di inti dalam lebih tinggi dari pada di inti luar. ntuk membedakan dan identifikasi, maka perlu pemberian nama untuk gelombang seismik yang melalui inti bumi (baik inti luar maupun inti dalam ). 8ecepatan gelombang seismik bertambah dengan kedalaman, maka lintasan gelombang seismik akan berbentuk lengkungan cekung ke permukaan bumi. 8ecepatan gelombang P (>p) tergantung dari konstante 5ame ( λ ), rigiditas ( µ ), dan densitas ( ρ ) medium yang dilalui dan secara matematis dirumuskan sebagai berikut! &p
=
λ + µ MMMMMMMMMMMMMMM(9.#&#) ρ
2elombang P mempunyai kecepatan paling tinggi dibanding dengan kecepatan gelombang yang lain sehingga tercatat paling a/al di seismogram. 2elombang
#-
S mempunyai gerakan partikel tegak lurus terhadap arah penjalaran dan mempunyai kecepatan (>s) sebesar ! &s
=
µ ρ
MMMMMMMMMMMMMM M(9.#.)
4enurut Poisson kecepatan gelombang P mempunyai kelipatan kecepatan gelombang S.
9
dari
1.2. elom!ang Permukaan +Sur)a0e -aes/
2elombang permukaan merupakan gelombang elastik yang menjalar sepanjang permukaan bumi dan biasa disebut sebagai tide 'a(es. 8arena gelombang ini terikat harus menjalar melalui suatu lapisan atau permukaan. 2elombang permukaan terdiri dari! #. 2elombang 5o"e (5) dan gelombang @ayleigh (@), yang menjalar melalui permukaan bebas dari bumi. 2elombang 5 gerakan partikelnya sama dengan gelombang S% dan memerlukan media yang berlapis. 2elombang @ lintasan gerak partikelnya merupakan suatu ellips. 0idang ellips ini "ertikal dan berimpit dengan arah penjalarannya. 2erakan partikelnya ke belakang (ba/ah maju atas mundur). 2elombang @ menjalar melalui permukaan media yang homogen. . 2elombang Stonely, arah penjalarannya seperti gelombang @ tetapi menjalar melalui batas antara dua lapisan di dalam bumi. 9. 2elombang Channel, yaitu gelombang yang menjalar melalui lapisan yang berkecepatan rendah (lo/ "elocity layer) di dalam bumi. 2elombang 5o"e dan @ayleigh ada juga yang memberi simbul 5N dan 5@ dimana 5 singkatan dari 5ong karena gelombang permukaan mempunyai sifat periode panjang dan N adalah singkatan dari Nuer/ellen yaitu nama lain dari 5o"e seorang 3erman yang menemukan gelombang ini. 2elombang 5N dan 5@ menjalar sepanjang permukaan bebas dari bumi atau lapisan batas diskontinuitas antara kerak dan mantel bumi. +mplitude gelombang 5N dan 5@ adalah yang terbesar pada permukaan dan mengecil secara eksponensial terhadap kedalaman. 'engan demikian pada gempa& gempa dangkal amplitude gelombang 5N dan 5@ akan mendominasi.
#*
2elombang permukaan yang banyak tercatat pada seismogram adalah gelombang 5o"e dan gelombang @ayleigh. 'ari hasil pengamatan diperoleh dua ketentuan utama yang menunjukkan bah/a bagian bumi berlapis&lapis dan tidak homogen, yaitu ! +danya gelombang 5o"e O gelombang ini tidak dapat menjalar pada o permukaan suatu media yang kecepatannya naik terhadap keda laman. +danya perubahan dispersi kecepatan ("elocity dispersion). o 2elombang 5 dan @ tidak datang bersama&sama pada suatu stasiun, tetapi gelombang yang mempunyai periode lebih panjang akan datang lebih dahulu. 'engan kata lain gelombang yang panjang periodenya mempunyai kecepatan yang tinggi.
Gambar 3.1. Gerak partikel gelombang ") S) L* dan L+
2. Penjalaran elom!ang Seismik
2elombang 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. 2elombang gempa yang dipancarkan oleh sumbernya akan menjalar ke segala arah dengan tipe, kecepatan dan arah penjalaran ber"ariasi tergantung pada sifat fisis dan dimensi medium. ntuk medium yang paling sederhana yaitu medium yang homogen, isotropik dan elastik sempurna, maka gelombang gempa menjalar sebagai sinar yang berbentuk garis lurus.
2elombang 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 . ntuk kasus sederhana yaitu struktur bumi terdiri dari dua lapisan dan sumber gempa terletak pada lapisan pertama, maka penjalaran gelombang gempa dapat dilihat pada gambar diba/ah ini !
Gambar 3.2. "enjalaran gelombang seismik sederhana melalui dua lapis.) S1) S2) S3) menunjukkan stasiun pen%atat, - adalah sumber gempa sedang &1 dan &2 masing$masing ke%epatan gelombang pada kedua lapisan
'alam pembahasan berikut, penjalaran gelombang seismik dikategorikan dalam berbagai macam, berdasarkan jarak antara sumber gempa terhadap stasiun pencatat atau jarak episenter. ang pertama adalah yang berjarak episenter kurang dari #o, yang biasa disebut sebagai gempa&gempa regional. 2elombang seismik jenis ini lebih dominan menjalar pada lapisan kerak bumi atau lapisan moho dan biasa disebut sebagai gelombang crustal. ang kedua, akan dibahas yang jarak episenternya antara # o 	 o, gelombang pada ruas jarak ini banyak menjalar pada lapisan mantel. Sedang yang ketiga adalah yang berjarak episenter lebih dari #9 o, yang banyak menjalar mele/ati inti bumi, baik yang dibiaskan maupun dipantulkan. 2empa&gempa yang jarak episenternya kurang dari #o disebut gempa regional atau gempa lokal, sedang yang lebih dari #o disebut gempa teleseismik. 0eberapa institusi ada yang mendefinsikan gempa tele apabila jarak episenternya lebih dari o .
#
2.1. elom!ang rus%al
2empa bumi yang berjarak kurang dari #J penjalaran gelombangnya mempunyai cara&cara tertentu. 2elombang seismik yang menjalar melalui lapisan tersebut ada yang langsung, ada pula yang dibiaskan melalui batas lapisan. 2elombang&gelombang seismik tersebut adalah ! o
o o o
Pg dan Sg, gelombang P dan S yang melalui lapisan granit dan langsung menuju ke stasiun. PQ dan SQ gelombang P dan S yang melalui Conrad diskontinuitas. Pn dan Sn, gelombang P dan S yang melalui 4ohoro"icic diskontinuitas. 2elombang pPn dan sPn, gelombang p dan s yang dipantulkan dua kali masing&masing le/at permukaan dan lapisan batas moho.
Suatu gelombang seismik yang menjalar pada batas dua lapisan yang berbeda kecepatan rambatnya, akan menjalar pada lapisan yang berkecepatan lebih besar. ntuk menjelaskan penjalaran gelombang ini dapat diperhatikan gambar berikut dengan anggapan permukaan datar dan model lapisan sederhana.
Gambar 3.3 "rinsip penjalaran gelombang pada lapisan kerak bumi model sederhana. adalah permukaan bumi, // menunjukkan lapisan moho, S1) S2 0 S3 menunjukkan stasiun pen%atat, +1) +2) 0 +3 merupakan titik pantul dan bias, i) i%) 0 ir berturut$turut merupakan simbul sudut datang) sudut kritis dan sudut bias, "g)Sg merupakan gelombang langsung " 0 S pada lapisan granit, "n)Sn adalah gelombang " 0 S ang mele'ati lapisan moho, sedang &1 0 &2 adalah ke%epatan gelombang pada kedua lapisan.
2elombang seismik menjalar dari sumber gempa (fokus), ada yang langsung tercatat oleh stasiun (S) ada yang dipantulkan oleh lapisan moho dan tercatat
di stasiun (S#), serta ada yang melalui lapisan moho dan dicatat oleh stasiun S9. 2elombang 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. 2elombang yang dipantulkan diberi masing&masing notasi PmP dan SmS dan yang mele/ati lapisan moho diberi notasi Pn dan Sn. 2elombang Pn dan Sn pada lapisan kerak kontinental tidak akan tercatat oleh stasiun stasiun yang jarak kritisnya kurang dari # km. Penjalaran gelombang model diatas menunjukkan model sangat sederhana, kenyataannya bah/a lapisan kerak masih terbagi lagi oleh lapisan granit dan basal, disamping itu batas permukaan tidak rata dan kadang&kadang ada kemiringannya. ntuk itu model yang lebih realistik diperlihatkan pada gambar berikut.
Gambar 3.4. "rinsip penjalaran gelombang seismi% melalui %ontinental %rust dua lapisan dengan kemiringan dan batas lapisan tidak rata. menunjukkan simbul onrad diskontinuitas) sedang angka di pinngir kanan berturut turut keba'ah menunjukkan ke%epatan gelombang " dan S dalam satuan kms.
Pada model ini gelombang langsung adalah gelombang yang hanya dicatat pada jarak episenter yang sangat lokal sekitar puluhan km yaitu pada stasiun S#, 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.
9
2elombang yang dibiaskan melalui lapisan batas diskontinuitas Conrad diberi notasi asterisk atau b (PQ , SQ atau Pb, Sb) yang menunjukkan lapisan basalt. 2elombang yang dibiaskan melalui lapisan moho notasinya tetap sama seperti model terdahulu yaitu Pn dan Sn. 8eempat macam jenis gelombang tersebut mempunyai jarak kritis masing&masing sekitar # km, # km, #7 km dan km, dan kecepatan gelombang P pada ketiga lapisan tersebut berturut&turut keba/ah adalah sekitar A, kmIdt, A,A kmIdt dan -, kmIdt. Sebagai pedoman dalam pembacaan seismogram biasanya dari beda /aktu tiba gelombang S dan P atau (S&P). 3ika (S&P) kurang dari detik kelompok gelombang P dan S yang pertama datang biasanya berturut&turut Pg (P) dan Sg (S). 3ika (S&P) lebih besar dari 7 detik biasanya yang pertama datang adalah Pn. 2elombang pantul oleh lapisan moho pada prakteknya sulit diidentifikasi karena terkontaminasi oleh gelombang&gelombang Pg dan Pn atau Sg dan Sn. 'isamping pemantulan oleh lapisan moho gelombang P dan S dapat pula dipantulkan oleh lapisan permukaan mele/ati 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.
Gambar 3.5. "rinsip penjalaran gelombang "n) p"n dan s"n dengan model satu lapisan kerakbumi
4odel model diatas berlaku untuk lapisan diatas kontinen, sedang pada model samudra biasanya tidak ada lapisan granit. 'ari kasus tersebut diatas dapat digambarkan kur"a /aktu jalar terhadap jarak episenter (S) untuk gelombang langsung , dipantulkan dan dibiaskan sebagai berikut!
Gambar 3.!. ur(a 'aktu jalar terhadap jarak episenter, garis 1)2 dan 3 berturut$turut menunjukkan 'aktu jalar gelombang langsung) bias dan pantul, 6%r adalah jarak kritis, 6%o adalah jarak %ross o(er, sedang S1) S2) dan S3 adalah stasiun pengamat.
?erlihat pada gambar diatas , bah/a pada jarak SR hanya akan mencatat gelombang langsung dan gelombang yang hanya dipantulkan. Pada jarak episenter lebih besar atau sama dengan Cr stasiun akan merekam gelombang yang dibiaskan disamping gelombang yang langsung maupun yang dipantulkan. 3arak Cr ini dikenal sebagai jarak kritis. 'ari kur"a tersebut dapat dianalisis bah/a gelombang yang dipantulkan tidak pernah tiba lebih a/al di stasiun pencatat. Pada jarak lebih besar atau sama dengan jarak ross (er ( Co ), gelombang yang lebih dahulu sampai di stasiun pencatat dan sebaliknya untuk jarak yang lebih kecil dari Co maka gelombang yang langsung akan sampai lebih dahulu. Sebagai petunjuk analisis pembacaan seismogram, prinsip&prinsip berikut dapat dipakai!
7
o
o
o
o
o
o
Periode dominan gelombang crustal seperti Pg, PQ, Pn, Sg, SQ, Sn, dsb umumnya adalah kurang dari satu detik. 'alam hal ini catatan terbaik jika dilihat pada seismograf periode pendek. +mplitude gelombang S lebih besar dari P, dan biasanya terbaca jelas pada komponen hori;ontal. Pada jarak episenter kurang dari km (tergantung pada model struktur kerak dan kedalaman fokus), gelombang yang pertama datang adalah Pg dan jika lebih dari km gelombang yang datang lebih dulu adalah Pn. 2empa permukaan (sangat dangkal) yang jarak episenternya kurang dari A km, sering menimbulkan gelombang permukaan @ayleigh (@g) dan kelihatan jelas pada catatan seismograf komponen "ertikal. 2empa lokal dan regional yang tidak besar lamanya catatan dalam seismogram (duration time) hanya beberapa menit. ntuk memudahkan pembacaan sebaiknya dilakukan dengan banyak stasiun, agar dapat membandingkannya.
2.2. elom!ang Bo*i Pa*a "arak Episen%er 1 3 1& o
Penjalaran gelombang bodi yang melalui kulit bumi dengan hiposenter di permukaan, terlihat pada gambar berikut. 2elombang 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. 2elombang PP yang dipantulkan lagi oleh permukaan bebas melalui mantel disebut PPP, sedang gelombang PS yang dipantulkan kembali oleh permukaan disebut PSP. 2elombang 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. 2elombang 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 o, untuk jarak lebih dari o pemantulannya lebih komplek lagi. 2elombang yang dipantulkan oleh lapisan diskontinuitas inti luar&mantel diberi notasi c. Sebagai contoh ScP adalah
A
gelombang yang menjalar keba/ah dari hiposenter kemudian dipantulkan oleh inti luar dan tercatat di permukaan bumi sebagai gelombag P. 3enis&jenis gelombang ini biasanya tercatat pada jarak episenter kurang dari o.
Gambar 3.7. ontoh penjalaran gelombang bodi ang melalui kulit bumi dan dipantulkan oleh permukaan bebas dan inti luar untuk kasus gempa dangkal.
ntuk gempa yang hiposenternya dalam, penjalaran gelombang bodi dapat dilihat pada gambar berikut. 2elombang langsung dari fokus ke permukaan diberi nama dengan huruf kecil, yaitu p untuk gelombang longitudinal dan s untuk gelombang trans"ersal. ntuk yang dekat dengan episenter gelombang langsung yang dipantulkan oleh permukaan dapat tercatat 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.
<
Gambar 3.8. ontoh penjalaran gelombang bodi ang 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. 'alam hal ini diberi notasi d (depth atau kedalaman sumber gempa dengan satuan km). Sebagai contoh PA7P adalah gelombang P yang dipantulkan oleh lapisan diskontinuitas yang dalamnya A7 km. 8asus ini terlihat pada gambar diba/ah. 2.&. elom!ang Bo*i Pa*a "arak Episen%er Le!ih Dari 1& o
Pada jarak episenter lebih dari #o4 amplitude gelombang P langsung akan meluruh secara dramatis, dan pada jarak sekitar #o akan kembali tampak. 3arak episenter antara #9 H # disebut sebagai shado/ ;one, dimana pada jarak ini tidak ada gelombang P langsung yang tercatat. 2elombang langsung yang terakhir mengalami proses difraksi oleh lapisan batas inti&mantel. 2elombang difraksi ini diberi simbul dengan Pc atau Pdif. 2elombang Pc mempunyai amplitude yang kecil dan periode panjang yang kadang&kadang dapat tercatat sampai jarak lebih dari #Ao. ntuk shado/ ;one gelombang S langsung adalah antara #9o sampai 	o atau antara #9 & 7
-
Gambar 3.#. "enjalaran gelombang " langsung pada mantel) gelombang diraksi oleh lapisan batas %ore$mantle) gelombang pantul oleh lapisan diskontinuitas mantel atas serta shado' 9one.
2elombang P yang mele/ati inti luar diberi notasi dengan huruf 8, yaitu singkatan dari 8ern/ellen ahli seismologis 3erman yang menemukan pertama kali. ?ingkah laku gelombang ini terlihat pada gambar diba/ah ini. 2elombang langsung yang mele/ati mantel, kemudian dibiaskan pada inti luar dan keluar lagi melalui mantel ini dapat terbentuk empat macam, yaitu! P8P, P8S, S8P dan S8S. 2elombang 8 adalah termasuk gelombang P karena gelombang S tidak bisa mele/ati inti luar, dan sebab inilah material inti luar berbentuk cair. 2elombang P8P sering disingkat dengan notasi PT. 2elombang P yang mele/ati inti dalam diberi notasi , dan dalam hal ini juga dapat terbentuk empat macam yaitu! P88P, P88S, S88P, '+F S88S. ntuk gelombang S yang mele/ati inti dalam diberi simbul 3, namun dalam prakteknya juga digunakan simbul .
Gambar 3.1. "enjalaran gelombang " ang melalui mantel) inti luar dan inti dalam.
2elombang yang menjalar mele/ati inti dalam, bisa dipantulkan hanya menyinggung inti dalam dan juga dapat dipantulkan sekali atau lebih oleh batas inti dalam&inti luar. 3ika tidak sempat masuk kedalam inti dalam tapi setelah sampai batas inti dalam&inti luar langsung keluar maka diberi simbul i, contohnya P8i8P. 'alam hal gelombang P yang menjalar mele/ati inti dalam dan memantul sekali, dua kali atau lebih dan terakhir keluar di permukaan berupa gelombang P, maka berturut&turut diberi simbul! P88P, P88P, dan seterusnya. Penggambaran gelombangnya terlihat pada gambar diba/ah.
*
Gambar 3.11. "enjalaran gelombang " melalui inti dalam.
&. Persamaan elom!ang
'asar teori yang digunakan dalam pengamatan gempa adalah persamaan gelombang elastik untuk media yang homogen isotropik yang dapat ditulis (5ee, #*-#)!
'imana ! i = #,,9 U j Uu V U" V U/ W = X = U j UE Uy Uy
Y j j t Z [
= perubahan "olume atau dilatasi = densitas = "ektor tegangan komponen ke i = komponen sumbu koordinat ke i = /aktu = konstante 5ame = modulus rigiditas U\ U\ U\
9
∇ = laplacian =
V UE
V Uy
U;
ntuk bangun tiga dimensi, secara lengkap persamaan ( 9.9&# ) dapat ditulis sebagai berikut!
3ika ketiga persamaan tersebut terakhir dideferensiasi terhadap E , y dan ; dan kemudian hasilnya di jumlahkan diperoleh persamaan !
Persamaan (9.9&9) merupakan persamaan gerak gelombang yang merambat dengan kecepatan !
2elombang tersebut dalam Seismologi dikenal sebagai gelombang longitudinal, gelombang dilatasi , gelombang kompresi atau gelombang Primer (P). 3ika persamaan ( 9.9& b) dan ( &c ) masing&masing dideferensiasikan terhadap ; dan y dan kemudian hasilnya dikurangkan diperoleh persamaan !
'engan mensubstitusikan komponen E pada persamaan rotasi benda !
9#
'
=
∂' ∂ 1
−
∂( ∂ 9
ke persamaan (9.9&7 ) didapat persamaan !
Persamaan ( 9.9&A) ini menyatakan persamaan gerak gelombang shear, gelombang rotasi, gelombang trans"ersal, atau gelombang sekunder (S) yang merambat dengan kecepatan !
ntuk model kerakbumi dengan lapisan sederhana persamaan gelombang yang dibiaskan adalah sebagai berikut! 1aktu jalar gelombang pada kasus media F lapisan dengan ketebalan masing& masing lapisan h#, h, h9, . . . , hn , dengan kecepatan masing&masing >#, >, . . . , >n dihitung dengan rumus sebagai berikut !
Gambar 9.#. Lintasan gelombang bias beberapa lapisan dengan sumber dipermukaan.
9
< # =
<
=
< 9
=
; (#
; (# ; (9
+
+
h# cos i# ( h# cos i#9 (#
+
h cosi9 (
3arak cross o"ernya !
%ubungan antara jarak episenter terhadap /aktu jalar gelombang bias untuk model tiga lapisan datar terlihat pada gambar berikut!
Gambar3.13. Graik <$6 dari tiga lapisan horisontal
Perpanjangan garis #I" dan #I"9 akan memotong sumbu ? di titik ] i R dan ] i , yang disebut inter%ept time (/aktu tunda). Sedangkan proyeksi titik potong garis #I"# dan #I" serta #I" dan #I"9 ke sumbu disebut jarak cross o"er pertama, co#, dan jarak cross o"er kedua, Eco.
99
ntuk menentukan struktur kerak bumi di ba/ah permukaan dapat dipergunakan salah satu metode dari metode /aktu tunda (ntercept time) atau metode jarak cross o"er. 'engan metode /aktu tunda didapat persamaan!
+kan memotong sumbu ? dan disebut ntercept time atau /aktu tunda (] i )
dan kedalaman lapisan pertama dan kedua kerak bumi model sederhana diformulakan!
Sedang dengan metode jarak Cross $"er akan didapat persamaan&persamaan sebagai berikut! 6 < l = (# < b
=
6 (
+
h# (#(
[(
9
− (# ]
#
?itik potong kedua persamaan tersebut di atas di titik (co#, ?#) ?# = ? b 3adi 6 %o (# h#
=
=
6 %o (
(#(
[(
− (#
]
#
( ( − (# )
6 %o
+
h#
dengan
((
− (# )
#
9
+tau kedalaman lapisan pertama dapat ditulis!
sedang kedalaman lapisan kedua adalah!
97
BAB I5 PARA#E(ER E#PABU#I
Setiap kejadian gempabumi akan menghasilkan informasi seismik berupa rekaman sinyal berbentuk gelombang yang setelah melalui proses manual atau non manual akan menjadi data bacaan fase (phase reading data). nformasi seismik selanjutnya mengalami proses pengumpulan, pengolahan dan analisis sehingga menjadi parameter gempabumi. Parameter gempabumi tersebut meliputi ! 1aktu kejadian gempabumi, 5okasi episenter, 8edalaman sumber gempabumi, 8ekuatan gempabumi, dan ntensitas gempabumi. 1aktu kejadian gempabumi ($rigin ?ime) adalah /aktu terlepasnya akumulasi tegangan (stress) yang berbentuk penjalaran gelombang gempabumi dan dinyatakan dalam hari, tanggal, bulan, tahun, jam, menit, detik dalam satuan ?C (ni"ersal ?ime Coordinated).
pisenter adalah titik di permukaan bumi yang merupakan refleksi tegak lurus dari %iposenter atau Dokus gempabumi. 5okasi pisenter dibuat dalam sistem koordinat kartesian bola bumi atau sistem koordinat geografis dan dinyatakan dalam derajat lintang dan bujur.
8edalaman sumber gempabumi adalah jarak hiposenter dihitung tegak lurus dari permukaan bumi. 8edalaman dinyatakan oleh besaran jarak dalam satuan km. 8ekuatan gempabumi atau 4agnitude adalah ukuran kekuatan gempabumi, menggambarkan besarnya energi yang terlepas pada saat gempabumi terjadi dan merupakan hasil pengamatan Seismograf. 4agnitude menggunakan skala @ichter (S@). ntensitas gempabumi adalah ukuran kerusakan akibat gempabumi berdasarkan hasil pengamatan efek gempabumi terhadap manusia, struktur bangunan dan lingkungan pada tempat tertentu, dinyatakan dalam skala 44 (4odified 4ercalli ntensity).
9A
1. #agni%u*e
8onsep K4agnitude 2empabumiL sebagai skala kekuatan relatif hasil dari pengukuran fase amplitude dikemukakan pertama kali oleh 8. 1adati dan C. @ichter sekitar tahun #*9 (5ay. ? and 1allace. ?.C,#**7). 8ekuatan gempabumi dinyatakan dengan besaran 4agnitude dalam skala logaritma basis #. Suatu harga 4agnitude diperoleh sebagai hasil analisis tipe gelombang seismik tertentu (berupa rekaman getaran tanah yang tercatat paling besar) dengan memperhitungkan koreksi jarak stasiun pencatat ke episenter. 'e/asa ini terdapat empat jenis 4agnitude yang umum digunakan (5ay. ? and 1allace. ?.C, #**7) yaitu ! 4agnitude lokal, 4agnitude bodi, 4agnitude permukaan dan 4agnitude momen.
1.1. #agni%u*e Lokal +#L/
4agnitude lokal (45) pertama kali diperkenalkan oleh @ichter di a/al tahun #*9&an dengan menggunakan data kejadian gempabumi di daerah California yang direkam oleh Seismograf 1oods&+nderson. 4enurutnya 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. (S2S, ) 4agnitude lokal mempunyai rumus empiris sebagai berikut ! 45 = log a V 9 log ∆ & .*MMMMMMMMMMMMMMM(.#&#) 'engan a = amplitude getaran tanah (µm), ∆ = jarak Stasiun pencatat ke sumber gempabumi (km) dengan ∆ ≤ A km. Saat ini penggunaan 45 sangat jarang karena pemakaian seismograf 1oods& +nderson yang tidak umum. Selain itu penggunaan kejadian gempabumi yang terbatas pada /ilayah California dalam menurunkan persamaan empiris membuat jenis magnitude ini paling tepat digunakan untuk daerah tersebut saja. 8arena itu dikembangkan jenis magnitude yang lebih tepat untuk penggunaan yang lebih luas dan umum.
9<
1.2. #agni%u*e Bo*i +m!/
?erbatasnya penggunaan magnitude lokal untuk jarak tertentu membuat dikembangkannya tipe magnitude yang bisa digunakan secara luas. Salah satunya adalah mb atau magnitude bodi (0ody&1a"e 4agnitude). 4agnitude ini didefinisikan berdasarkan catatan amplitude dari gelombang P yang menjalar melalui bagian dalam bumi (5ay. ? and 1allace.?.C. #**7). Secara umum dirumuskan dengan persamaan ! mb = log ( a I ? ) V N ( h,∆ )MMMMMMMMMM.(.#&) 'engan a = amplitudo getaran (µm), ? = periode getaran (detik) dan N ( h,∆ ) = koreksi jarak ∆ dan kedalaman h yang didapatkan dari pendekatan empiris. 1.&. #agni%u*e Permukaan +#s/
Selain 4agnitude bodi dikembangkan pula 4s, 4agnitude permukaan (Surface&/a"e 4agnitude). 4agnitude tipe ini didapatkan sebagai hasil pengukuran terhadap gelombang permukaan (surface /a"es). ntuk jarak ∆ > A km seismogram periode panjang (long&period seismogram) dari gempabumi dangkal didominasi oleh gelombang permukaan. 2elombang ini biasanya mempunyai periode sekitar detik. +mplitude gelombang permukaan sangat tergantung pada jarak ∆ dan kedalaman sumber gempa h. 2empabumi dalam tidak menghasilkan gelombang permukaan, karena itu persamaan 4s tidak memerlukan koreksi kedalaman. 4agnitude permukaan mempunyai bentuk rumus sbb! 4s = log a V α log ∆ V βMMMMMMMMMMM(.#&9) 'engan a = amplitude maksimum dari pergeseran tanah horisontal pada periode detik, ∆ = 3arak (km), α dan β adalah koefisien dan konstanta yang didapatkan dengan pendekatan empiris. Persamaan ini digunakan hanya untuk gempa dengan kedalaman sekitar A km. %ubungan antara 4s dan mb dapat dinyatakan dalam persamaan !
atau
mb = .7 V .A9 4s MMMMMMMMMMMM..(.#&) 4s = #.7* mb H 9.*
9-
1.6. #agni%u*e #omen +#7/
8ekuatan gempabumi sangat berkaitan dengan energi yang dilepaskan oleh sumbernya. Pelepasan energi ini berbentuk gelombang yang menjalar ke permukaan dan bagian dalam bumi. 'alam 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.
0erdasarkan ?eori lastik @ebound diperkenalkan istilah momen seismik (seismic moment). 4omen 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).
4o = ^ ' + MMMMMMMMMMMMMMMMM.(.#&A) 'engan 4o = momen seismik, ^ = rigiditas, ' = pergeseran rata&rata bidang sesar, + = area sesar. Secara empiris hubungan antara momen seismik dan magnitude permukaan dapat dirumuskan sebagai berikut!
log 4o = #.7 4s V #A.# MMMMMMMMMMMMM(.#&<)
4s = magnitude permukaan (Skala @ichter) 8anamori (#**<) dan 5ay. ? and 1allace. ?. C, (#**7) memperkenalkan 4agnitude momen (moment magnitude) yaitu suatu tipe magnitude yang berkaitan dengan momen seismik namun tidak bergantung dari besarnya magnitude permukaan !
4/ = ( log 4o I #.7 ) H #.<9 MMMMMMMMMM..(.#&-)
'engan 4/ = magnitude momen, 4o = momen seismik.
9*
4eskipun dapat menyatakan jumlah energi yang dilepaskan di sumber gempabumi dengan lebih akurat, namun pengukuran magnitude momen lebih komplek dibandingkan pengukuran magnitude 45, 4s dan mb. 8arena itu penggunaannya juga lebih sedikit dibandingkan penggunaan ketiga magnitude lainnya (5ay. ? and 1allace. ?. C, #**7).
1.8. #agni%u*e 9ang Digunakan B#
4enurut ?ajib. S, (#*-A) pengamatan gempabumi di ndonesia bera/al pada tahun #-*- saat pemerintah %india 0elanda mengoperasikan seismograf mekanik /ing di 3akarta. 8emudian tahun #*- dipasang seismograf 1iechert komponen hori;ontal, yang pada tahun #*- dilengkapi dengan seismograf 1iechert komponen "ertical. Pemasangan kedua jenis seismograf tersebut dilakukan di beberapa kota yaitu 3akarta, 4edan, 0engkulu dan +mbon.
'engan adanya seismograf telah dilakukan pemantauan gempabumi meskipun dengan tingkat keakuratan rendah jika dibandingkan saat ini. Pada masa pendudukan 3epang beberapa seismograf yang rusak akibat peperangan mengalami perbaikan sehingga dapat beroperasi kembali.
Pada tahun #*79 seismograf elektromagnetik Sprengnether dipasang di 5embang, yang disusul dengan pemasangan seismograf yang sama di 4edan, ?angerang, 'enpasar, 4akasar, 8upang, 3ayapura, 4anado dan +mbon, sehingga pada tahun #*<7 ndonesia memiliki jaringan seismograf Sprengnether tiga komponen. 0ersamaan dengan hal itu, sekitar tahun #*A seismologi dan teknologi mengalami perkembangan yang besar disertai dengan beroperasinya stasiun 11SSF (1orld 1ide Standard Seismograph Fet /ork) di seluruh dunia salah satunya dipasang di 5embang tahun #*A9, sehingga kelengkapan dan keakuratan penghitungan parameter gempabumi meningkat pesat.
Perkembangan ini tentu saja mempengaruhi kelengkapan data merusak. 3ika sebelum tahun #*A catatan yang ada hanya informasi mengenai /aktu gempabumi dirasakan di suatu ntensitasnya di tempat tersebut, maka pada catatan kejadian
gempabumi memberikan tempat dan gempabumi
tahun&tahun berikutnya menjadi lebih lengkap dengan adanya keterangan mengenai lokasi episenter, kedalaman dan 4agnitude. 4agnitude yang digunakan adalah jenis 4agnitude bodi (mb).
Pada tahun #*<7&#*<* FSC$ mengadakan proyek pengembangan seismologi di ndonesia yang antara lain meliputi standarisasi seismograf dan proses pengolahan data gempabumi, serta pengembangan jaringan pemantau. Sejak tahun #*<7 jenis magnitude yang digunakan adalah 4agnitude 5okal (45). 45 ditentukan berdasarkan pembacaan jarak episenter, sinyal dan magnifikasi alat.
4ulai Debruari #**A dalam proses penentuan parameter gempabumi, Pusat 2empa Fasional (P2F)&042 menggunakan perangkat lunak +@?'+S (+utomatic @eal ?ime 'ata +cquisition System) yang dioperasikan dengan perangkat keras SF 1ork station. Sejak saat itu P2F&042 menggunakan tiga macam magnitude untuk menyatakan kekuatan gempabumi secara instrumental. 8etiga magnitude tersebut adalah 4agnitude 5okal (45), 4agnitude bodi (mb) dan 4agnitude durasi (4').
1.:. #agni%u*e Durasi +#D/
4enurut 5ee dan Ste/art, (#*-#) sejak tahun #*<, studi mengenai kekuatan gempabumi dikembangkan pada penggunaan durasi sinyal gempabumi untuk menghitung magnitude bagi kejadian gempa lokal, diantaranya oleh %ori (#*<9), @eal dan ?eng (#*<9), %errman (#*<7), 0akum dan 5indh (#*<<), 2ricom dan +rabas; (#*<*), 3ohnson (#*<*) dan Suteau dan 1hitcomb (#*<*). 4aka diperkenalkan 4agnitude 'urasi ('uration 4agnitude) yang merupakan fungsi dari total durasi sinyal seismik. (4assinon, 0, #*-A). 4agnitudo 'urasi (4') untuk suatu stasiun pengamat persamaannya adalah ! 4' = a# V a log τ V a9∆ V a hMMMMMMMM.(.#&-) 'engan 4' = magnitudo durasi, τ = durasi sinyal (detik), ∆ = jarak episenter (km), h = kedalaman hiposenter (km) dan a#,a,a9, dan a adalah konstante empiris.
#
4agnitude 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 45 (4assinon. 0, #*-A).
2. In%ensi%as empa!umi
ntensitas gempabumi adalah ukuran kerusakan akibat gempabumi berdasarkan hasil pengamatan efek gempabumi terhadap manusia, struktur bangunan dan lingkungan pada tempat tertentu. 0esarnya intensitas di suatu tempat tidak tergantung dari besarnya kekuatan gempabumi (4agnitude) saja namun juga tergantung dari besarnya jarak tempat tersebut ke sumber gempabumi dan kondisi geologi setempat. ntensitas berbeda dengan magnitude karena intensitas adalah hasil pengamatan "isual pada suatu tempat tertentu sedangkan, magnitude adalah hasil pengamatan instrumental menggunakan seismograf. Pada suatu kejadian gempabumi besarnya ntensitas pada tempat yang berbeda dapat sama atau berlainan sedangkan besarnya 4agnitude selalu sama /alaupun dicatat atau dirasakan di tempat yang berbeda. ?erdapat beberapa macam skala pengukuran intensitas yaitu ! skala 4odified 4ercalli ntensity (44) yang diakui menurut standar internasional, skala intensitas 4ed"ede"&Sponheur&8arnik (4S8) yang sejak #** dirubah menjadi uropean 4acroseismic Scale atau 4S yang digunakan di ropa bagian timur, skala intensitas 3apan 4eteorological +gency (34+) yang digunakan di 3epang dan skala intensitas @ossi&Dorel (@D) yang digunakan di Cina. Sebelum tahun #*- ndonesia menggunakan skala intensitas @ossi&Dorel, antara tahun #*-&#*77 menggunakan skala 3akarta (&>) dan sesudah tahun #*77 menggunakan skala 44 (Soetarjo.@, #*<*). 'engan adanya re"isi yang terus&menerus dilakukan maka seluruh kejadian gempabumi yang ada dalam katalog gempabumi 042 saat ini telah dikon"ersi ke skala 44. ntensitas bukanlah merupakan parameter energi gempa bumi, tetapi dapat menggambarkan atau mengungkapkan kekuatan I magnitude gempa bumi dengan baik. +pabila 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. 4agnitude mempunyai sebuah harga untuk suatu gempa bumi, tetapi intesitas akan berubah dengan perubahan tempat. ntensitas 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 +ossi$=orel) yang mempunyai # ( sepuluh ) derajat skala. ?etapi karena skala tersebut tidak memperlihatkan pembagian yang baik untuk gempa&gempa bumi yang kuat I merusak, maka kemudian diganti dengan # ( dua belas ) derajat skala, hal ini pun masih tergantung pada para pembuatnya, misalnya! skala 4ercalli, skala Sieberg, dan sebagainya. 8emudian diperbaiki oleh 1ood dan Feumann di +merika pada tahun #*9#, dan selanjutnya disebut skala /odiied /er%alli >skala //I ?. Perubahan lain juga dibuat oleh @ichter dan menamakan hasilnya sebagai skala intensitas /odiied /er%alli &ersi 1#5! . perubahan terakhir dibuat oleh 4ed"ede", Sponheuer beserta 8arnik dan dinamakan skala intensitas /S tahun #*A. %arga intensitas dari 4S8 #*A sesuai dengan skala 4ercalli Cancani&Sieberg (#*#<), 4odified 4ercalli (#*9#), dan skala So"iet (#*7). Sedangkan skala 3epang (#*7) adalah < derajat skala, yang dibuat oleh pemerintah 3epang. Perlu diperhatikan bah/a 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. %asil dari penelitian tersebut, merupakan data yang diperlukan untuk menentukan skala intensitas dan selanjutnya dibuat peta isoseismal. soseismal adalah garis yang menghubungkan tempat&tempat dengan intensitas yang
9
sama. ntuk menghindari kerancuan dengan besaran magnitude, skala intensitas ditulis dengan angka @oma/i. Suatu kenyataan, bah/a intensitas yang lebih besar akan terjadi pada tanah yang lunak I gembur dibandingkan pada tanah yang padat I bedrock. 'alam melihat kerusakan yang diakibatkan oleh suatu gempa bumi, harus diyakini benar bah/a kerusakan tersebut timbul karena pengaruh gempa bumi, dan bukan karena pengaruh yang lain, seperti misalnya! perubahan suhu yang besar dan mendadak, deruman sonik pesa/at terbang dan sebagainya. 'engan 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. +pabila sesar merupakan belahan panjang, maka lokasi episenter tersebut akan menyimpang dari daerah intensitas maksimum. +pabila pusat gempa bumi terjadi pada suatu kedalaman tertentu, maka pengaruh intensitas akan lebih kecil kalau menjauhi episenter, dibandingkan apabila pusat gempa bumi lebih dangkal. %ubungan antara ntensitas suatu tempat (), intensitas maksimum (o), radius isoseismal (r) dan kedalaman fokus (h), secara empiris dirumuskan sebagai berikut! (
I )
− I =
9 log
r #
+
h
h
(,
(
MMMMMM...(.&#)
'ari suatu gempa bumi di California Selatan diperoleh hubungan antara magnitude gempabumi dengan intensitas maksimum (o), dan diperlihatkan dalam persamaan ! ( I o / I MMMMMMMMMMM(.&) 9 =
−
Sudah dapat dipastikan bah/a "ariasi 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.
S$ALA #'DI;IED #ERALLI IN(ENSI(9 +##I/
.
2etaran tidak dirasakan kecuali dalam keadaan hening oleh beberapa orang.
.
2etaran dirasakan oleh beberapa orang yang tinggal diam, lebih&lebih di rumah tingkat atas. 0enda&benda ringan yang digantung bergoyang.
.
2etaran dirasakan nyata dalam rumah tingkat atas. ?erasa getaran seakan ada truk le/at, lamanya getaran dapat ditentukan.
>.
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. 8acau seakan&akan truk besar melanggar rumah, kendaraan yang sedang berhenti bergerak dengan jelas.
>.
2etaran dirasakan oleh hampir semua penduduk, orang banyak terbangun. 3endela kaca dan plester dinding pecah, barang&barang terpelanting, pohon&pohon tinggi dan barang&barang besar tampak bergoyang. 0andul lonceng dapat berhenti.
>.
2etaran dirasakan oleh semua penduduk, kebanyakan terkejut dan lari keluar, kadang&kadang meja kursi bergerak, plester dinding dan cerobong asap pabrik rusak. 8erusakan ringan.
>.
Semua orang keluar rumah, kerusakan ringan pada rumah&rumah dengan bangunan dan konstruksi yang baik. Cerobong asap pecah atau retak&retak. 2oncangan terasa oleh orang yang naik kendaraan.
>.
8erusakan ringan pada bangunan&bangunan dengan konstruksi yang kuat. @etak&retak pada bangunan yang kuat. 0anyak kerusakan pada bangunan yang tidak kuat. 'inding dapat lepas dari kerangka rumah, cerobong asap pabrik&pabrik dan monumen&monumen roboh. 4eja
7
kursi terlempar, air menjadi keruh, orang naik sepeda motor terasa terganggu. .
8erusakan pada bangunan yang kuat, rangka&rangka rumah menjadi tidak lurus, banyak lubang&lubang karena retak&retak pada bangunan yang kuat. @umah tampak bergeser dari pondasinya, pipa&pipa dalam tanah putus.
.
0angunan dari kayu yang kuat rusak, rangka&rangka rumah lepas dari pondasinya, tanah terbelah, rel melengkung. ?anah longsor di sekitar sungai dan tempat&tempat yang curam serta terjadi air bah.
.
0angunan&bangunan kayu sedikit yang tetap berdiri, jembatan rusak, terjadi lembah. Pipa dalam tanah tidak dapat dipakai sama sekali, tanah terbelah, rel melengkung sekali.
.
%ancur sama sekali. 2elombang tampak pada permukaan tanah, pemandangan menjadi gelap, benda&benda terlempar ke udara.
PERBANDINAN BEBERAPA S$ALA IN(ENSI(AS # S $ Skala "epang (h. 1<:6 (h. 1<8
> > > > >
# I9 9 I7 7 A A < <
Skala Rossi ;orrel (h. 1=>6
> > H > > >
A
&. Energi empa!umi
0entuk energi yang dilepaskan saat terjadinya gempabumi antara lain adalah energi deformasi gelombang. nergi deformasi dapat dilihat pada perubahan bentuk "olume 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. 'engan 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 /aktu 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. nergi gempa bumi dapat ditaksir dari pengamatan makroseismik, tetapi biasanya tidak diperoleh hasil yang memadai. 2elombang seismik merupakan bentuk energi yang paling mudah dideteksi yaitu dengan cara pencatatan pada alat. 'engan menggunakan data ini kita dapat menaksir energi gempabumi yang memadai. kuran besarnya energi gempabumi ditentukan dengan hasil catatan amplitudo gelombang seismik yang dinyatakan dengan istilah 4agnitude gempabumi. Penentuan magnitude baik menggunakan gelombang bodi ( mb ), maupun gelombang permukaan ( 4s ) tidak menunjukan skala yang sama. Secara
<
historis 45, 4s, dan mb dimaksudkan untuk mendapatkan titik temu satu sama lain, akan tetapi pada kenyataannya penentuan secara terpisah menggambarkan ketidak setaraan terutama antara mb dan 4s. 2utenberg dan @ichter ( #*7A ) memperoleh hubungan antara 4s dan mb, sebagai mana terlihat pada persamaan (.#&). 8emudian 0ath, pada tahun yang sama menyatakan bah/a! mb = ,A# 4s V ,<..MMMMMM..(.9&#) Sedangkan 8arnik, >enek, dan :atopek pada tahun #*7< menyatakan bah/a hubungan antara kedua magnitude itu sama dengan yang dibuat oleh 0ath.
0ertolak dari kenyataan diatas, maka 2utenberg membuat penyeragaman dari nilai magnitude yang dikenal dengan @nitied 4agnitudeA sebagai rata&rata dari nilai mb dan 4s. 'engan nilai magnitude tersebut diperoleh hubungan antara energi terhadap magnitude sebagai berikut! log = 7,- V , 4MMMMM(.9&) 'imana, adalah energi di pusat gempa, dalam satuan erg dan 4 adalah magnitude. Sedangkan rumusan energi secara terpisah yang disepakati secara nternasional dipilih rumusan dari 0ath, yang dinyatakan untuk mb dan 4s berturut&turut sebagi berikut! log = 7,<- V ,- mb MMMMM..(.9&9) log = #, V #, 4s MM..MM.(.9&) Perlu pula dijelaskan disini bah/a rumusan yang asli dari 2utenberg dan @ichter ( #* ) adalah ! log = ##,9 V #,- 4sM.MMMM..(.9&7) 6. Per0epa%an (anah
-
Parameter getaran gelombang gempa yang dicatat oleh seismograf umumnya adalah simpangan kecepatan atau "elocity dalam satuan kine (cmIdt). Selain "elocity tentunya parameter yang lain seperti displacement (simpangan dalam satuan micrometer) dan percepatan (acceleration dalam satuan gal atau cmIdt) juga dapat ditentukan. Parameter percepatan gelombang seismik atau sering disebut percepatan tanah merupakan salah satu parameter yang penting dalam seismologi teknik atau earthquakes engineering. 0esar kecilnya percepatan 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). Filai Percepatan tanah yang akan diperhitungkan pada perencanaan bangunan adalah nilai percepatan tanah maksimum. 4eskipun 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. %al ini diperlukan untuk menyesuaikan kekuatan bangunan yang akan dibangun di daerah tersebut. 0angunan&bangunan yang mempunyai kekuatan luar biasa dapat saja dibuat, sehingga bila terjadi gempabumi yang bagaimanapun kuatnya tidak akan mempunyai tanggapan I reaksi yang tidak sama terhadap kekuatan gempabumi. Filai percepatan tanah dapat dihitung langsung dengan seismograf khusus yang disebut strong motion seismograph atau accelerograf. Famun karena begitu pentingnya nilai percepatan tanah dalam menghitung koefisien seismik untuk bangunan tahan gempa, sedangkan jaringan accelerograf tidak lengkap baik dari segi periode /aktu maupun tempatnya, maka perhitungan empiris sangat perlu dibuat. $leh sebab itu untuk keperluan bangunan tahan gempa harga percepatan tanah dapat dihitung dengan cara pendekatan dari data historis gempabumi. 0eperapa formula pendekatan antara lain ! o
%ubungan rumus @ichter I .
= #.7( / − .7)
log a
= I
9 −.7 MMMMMMM..(.&#)
*
'imana 4 adalah magnitude, I . adalah intensitas pada tempat yang akan dicari dan a adalah percepatan tanah pada tempat yang dicari dalam satuan cmIdt atau gal.
o
%ubungan rumus 4urphy dan $T0rein log a = .#= I + .= / −.A- log ∆ + .< M
(.&)
'imana a adalah percepatan tanah pada tempat yang akan dicari, adalah intensitas gempa pada tempat yang akan dicari, 4 adalah magnitude dan ∆adalah jarak episenter dalam km.
o
%ubungan rumus 'ono"an a
= #-(eEp
.7 /
) I(r + 7)#.9 MMMMMM(.&9)
'i mana a adalah percepatan, 4 adalah magnitude dan r adalah jarak hiposenter dalam satuan km. o
%ubungan rumus ste"a a
= 7A(eEp
.7 /
) I(r + =) MMMMMM.(.&)
'engan keterangan parameter sama dengan rumus 'ono"an.
ntuk menghitung percepatan a pada persamaan (.&#) dan (.&), perlu mengetahui besarnya intensitas pada tempat yang akan dicari. Prih %aryadi dan Subardjo telah menghitung rumus attenuasi intensitas terhadap jarak gempa Dlores # 'esember #** dengan formula sebagai berikut !
−.#∆ I = I . eEp MMMMMMMMMM.(.&7)
'imana adalah intensitas pada jarak episenter ∆ km dan . adalah intensitas pada sumber. 'engan menggunakan data historis gempa serta mengkombinasikan persamaan (.&7), persamaan (.&#) dan (.&) dapat dihitung.
7
Selain rumus&rumus empiris diatas masih banyak formula lain yang memasukkan "ariabel periode /aktu, periode dominan tanah, yaitu antara lain!
o
4odel percepatan tanah pada permukaan secara empiris oleh 4c.2uirre @.8 (#*A9) ditulis sebagai berikut ! α = =<.9 ×#
.<- /
×( + + 7)
−#.9#
MMMM..(.&A)
dengan !
α = percepatan tanah pada permukaan (gal) 4 = magnitude permukaan (S@) @ = jarak hiposenter (km) +
=
∆ +h
∆=
3arak episenter (km) h = kedalaman sumber gempa (km) o
4odel percepatan tanah rumusan 8a/ashumi (#*7) ! Log α = / − 7.=7 − .-=( + −#) + ( Log # I +) × (# I .=9=) M
(.&<) dengan ! α = percepatan tanah pada permukaan (gal) 4 = magnitudo gelombang permukaan (S@) @ = jarak hiposenter (km) +
=
∆ +h
∆=
jarak episenter (km) h = kedalaman sumber gempa (km)
Pada kedua model percepatan tanah di atas menggunakan parameter& parameter dasar gempa yaitu ! & & &
4agnitude (4) 8edalaman sumber gempa (h) pisenter ()
7#
0ila 0ila magnit magnitude ude gelomb gelombang ang permuk permukaan aan (4s) (4s) tidak tidak diketa diketahui hui dan hanya hanya diketa diketahui hui magnit magnitude ude gelomb gelombang ang bodi (mb), (mb), 4s dapat dapat dihit dihitung ung dengan dengan menggunakan rumusan empiris hubungan antara 4s dan mb yang telah dijelaskan pada persamaan (.9&#), (.9&) atau (.9&9).
o
4odel 4odel empiri empiriss yang yang menggun menggunaka akan n data data period periodee domina dominan n tanah tanah yang yang meru merupak pakan an hasi hasill pengu pengukur kuran an di lapa lapang ngan an denga dengan n meng menggun gunak akan an alat alat microtremometer. 'eng 'engan an data data peri period odee dom dominan inan tana tanah h (?g) (?g) dari dari hasi hasill peng penguk ukur uran an microt microtrem remor or maka maka percep percepata atan n tanah tanah pada permuk permukaan aan dapat dapat dihitu dihitung ng dengan rumus 8anai (#*AA) ! α = G (< ) ×α o MMMMMMMMMMMMMMMM(.&-a) α o = (# I < ) ×# G (< )
#I
=
.A# / −((#.AA+9.A I ∆) Log ∆) +( .#A<−#.-9 I ∆)
(# −(< I
M(.&-b)
MM ..(.&
-c) dengan ! α = Percepatan tanah pada permukaan (gal) 2(?) = Daktor pembesaran ? = periode gelombang gempa (detik) ?g = periode dominan tanah (detik) 4 = magnitudo gelombang permukaan (S@) ∆ = jarak hiposenter (km) 3apa 3apan n 4ete 4eteor orol ologi ogical cal +gen +gency cy (34+ (34+)) memb membuat uat hubun hubunga gan n anta antara ra skal skalaa intensitas 34+ dan skala 44 dengan percepatan maksimum gempabumi seperti terlihat pada tabel berikut.
Skala 34+ # 9
Percepatan 4aksimum (gal) diba/ah ..- _ .7 .7 _ -. -. _ 7. 7. _ -.
Skala 44 # 9 7
Percepatan 4aksimum (gal) diba/ah #. #. _ . .# _ 7. 7. _ #. #. _ #.
7
7 A <
-. _ 7. 7. _ . diatas
A < * #,##,#
#. _ . . _ *. *. _ . . _ 9. diatas 9
Perpi Perpind ndah ahan an mate materi ri dalam dalam penj penjal alar aran an gelo gelomb mban ang g seis seismi mik k bias biasaa dise disebu butt disp displa lacem cement ent.. 3ika 3ika kita kita lihat lihat /akt /aktu u yang yang dipe diperl rluka ukan n untu untuk k perp perpin indah dahan an 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 Pada bangu banguna nan n yang yang berd berdir irii di atas atas tana tanah h meme memerl rluka ukan n kest kestab abil ilan an tanah tanah tersebut agar bangunan tetap stabil. Percepatan gelombang gempa yang sampai di permukaan bumi disebut juga percepatan percepatan tanah, merupakan gangguan yang perlu dikaji untuk setiap gempa bumi, kemudian dipilih percepatan tanah maksimum atau Peak 2round +cceleration (P2+) untuk dipetakan agar bisa memberikan pengertian tentang efek paling parah yang pernah dialami suatu lokasi.
fek primer gempabumi adalah kerusakan struktur bangunan baik yang berupa bangunan perumahan rakyat, gedung bertingkat, fasilitas umum, monumen, jembatan dan infrastruktur lainnya, yang diakibatkan oleh getaran yang ditimbulkannya. Secara garis besar, tingkat kerusakan yang mungkin terjadi terg tergant antung ung dari dari keku kekuat atan an dan dan kual kualit itas as bangu bangunan nan,, kondi kondisi si geolo geologi gi dan dan geotektonik geotektonik lokasi bangunan, dan percepatan percepatan tanah di lokasi bangunan akibat akibat dari getaran suatu gempa bumi.
Dakto Daktorr yang yang meru merupa paka kan n sumb sumber er keru kerusa saka kan n diny dinyat ataka akan n dalam dalam para parame mete terr percepatan tanah. Sehingga data P2+ akibat getaran gempabumi pada suatu lokasi menjadi penting untuk menggambarkan tingkat resiko gempabumi di suatu lokasi tertentu. Semakin besar nilai P2+ yang pernah terjadi di suatu tempat, semakin besar resiko gempabumi yang mungkin terjadi.
79
Pengukuran percepatan tanah dilakukan dengan accelerograf yang dipasang di lokasi penelitian. 4engingat jaringan accelerograf di ndonesia belum sebaik di negara lain seperti 3epang, +merika, Cina, maka pengukuran percepatan tanah dilakukan dengan cara empiris, yaitu dengan pendekatan dari beberapa rumus rumus yang yang dituru diturunkan nkan dari dari magnit magnitude ude gempa gempa atau atau I dan data data intens intensita itas. s. Perumusan ini tidak selalu benar, bahkan dari satu metode ke metode lainnya tidak selalu sama, namun cukup memberikan gambaran umum tentang P2+. 0eberapa rumus empiris telah dijelaskan diatas.
2empa besar bisa terjadi berulang&ulang di suatu tempat. 8ita kenal sebagai periode ulang gempa bumi. %al ini didukung oleh teori elastic rebound yang memp mempuny unyai ai fase fase peng pengum umpul pulan an ener energi gi dalam dalam jang jangka ka /akt /aktu u tert terten entu tu dan dan kemudian masa pelepasan energi pada saat gempa besar. Periode ulang gempa gempa besar bisa # tahun, 7 tahun, # tahun atau 7 tahun. Sehingga tingkat resiko resiko banguna bangunan n terhada terhadap p gempab gempabumi umi bisa bisa terkai terkaitt dengan dengan period periodee ulang ulang gempabumi. gempabumi. 8ita ambil contoh jika bangunan dirancang untuk berumur pakai 7 tahu tahun n dan dan peri period odee ulan ulang g gemp gempaa di temp tempat at ters terseb ebut ut # # tahun tahun,, maka maka percepatan maksimum di tempat tersebut tentu akan kecil. 6.1. #e%o*e Peme%aan
5angk 5angkah ah&l &lan angk gkah ah memb membuat uat peta peta perc percep epat atan an tana tanah h maks maksim imum um (P2+ (P2+)) di ndonesia khususnya yang dilakukan di 042 adalah sebagai berikut ! o
o o
o
o o
4enyusun kembali data gempabumi yang terjadi dalam /ilayah ndonesia dan sekitarnya. 4embagi ndonesia menjadi grid dengan ukuran ,7 derajad E ,7 derajad. 4eng 4enghi hitu tung ng perc percep epat atan an tana tanah h untu untuk k tiap tiap&t &tia iap p grid grid untuk untuk semu semuaa data data gempabumi dengan beberapa formula dan memilih satu percepatan yang paling besar pada tiap&tiap grid. 4eng 4enghi hitu tung ng perc percep epat atan an tanah tanah maks maksim imum um untu untuk k tiap& tiap&ti tiap ap grid grid untuk untuk berbagai periode ulang dengan menggunakan metode 4c.2uire. 4enentukan tingkat resiko berdasarkan nilai percepatan maksimum. 4embuat kontur peta resiko untuk /ilayah ndonesia.
6.2. Perhi%ungan Per0epa%an (anah #aksimum +PA/
7
0eberapa formula empiris P2+ antara lain metode 'ono"an, ste"a, 4urphy & $T0rein, 2utenberg H @ichter, 8anai, 8a/asumi dan lain&lain. Dormula& formula empiris tersebut ditentukan berdasarkan suatu kasus gempabumi pada suatu tempat tertentu, dengan memperhitungkan karakteristik sumber gempabuminya, kondisi geologi dan geotekniknya.
'ari beberapa formula tersebut dipilih formula 4urphy H$T0rein, 2utenberg& @ichter dan 8anai untuk diterapkan pada pemetaan ini. Dormula 4urphy& $T0rein memberikan hasil yang mirip dengan formula 2utenberg&@ichter yang dikombinasikan dengan formula attenuasi intensitas (Subardjo&Prih %arjadi) yang ditentukan berdasarkan gempa Dlores, # 'esember #**#.
Dormula 8anai perhitungan percepatan tanahnya memperhitungkan site effect yang direpresentasikan oleh periode dominan tanah di site tersebut. Perhitungan dengan formula&formula ini mengunakan data gempabumi selama periode # tahun. ?iga gambar berikut adalah contoh hasil pemetaan percepatan maksimum dengan menggunakan formula 2utenberg&@ichter yang digabung dengan formula attenuasi intensitas berturut&turut untuk /ilayah ndonesia, 3a/a barat dan Sula/esi tara.
Gambar 4.1. "eta per%epatan tanah maksimum Indonesia ormula +i%hter ang dikombinasi dengan ormula attenuasi intensitas Subardjo$"rih -arjadi.
77
Gambar 4.2. "eta per%epatan tanah maksimum a'a bagian Barat ormula +i%hter ang dikombinasi dengan ormula attenuasi intensitas Subardjo$"rih -arjadi.
Gambar 4.3. "eta per%epatan tanah maksimum Sula'esi bagian Ctara ormula +i%hter ang dikombinasi dengan ormula attenuasi intensitas Subardjo$"rih -arjadi.
7A
6.&. Pengaruh Per0epa%an (anah (erha*ap $ons%ruksi Bangunan .
0ila suatu gelombang melalui suatu lapisan sedimen maka akan timbul suatu resonansi. ni disebabkan karena gelombang gempa mempunyai spektrum yang lebar sehingga hanya gelombang gempa yang sama dengan periode dominan dari lapisan sedimen yang akan diperkuat. 0angunan&bangunan yang berada diatasnya akan menerima getaran&getaran tersebut, dimana arahnya dapat diuraikan menjadi dua komponen yaitu ! komponen "ertikal dan komponen hori;ontal.
ntuk getaran yang "ertikal, pada umumnya kurang membahayakan sebab searah dengan gaya gra"itasi. Sedangkan untuk komponen hori;ontal menyebabkan keadaan bangunan seperti diayun. 0ila bangunan itu tinggi, maka dapat diumpamakan seperti bandul yang mengalami getaran paksaan (force "ibration), ini sangat membahayakan sekali
ntuk mendirikan bangunan tahan gempa, harus diperhatikan percepatan tanah maksimum di daerah tersebut dan bangunan harus di design sedemikian hingga dapat menahan percepatan tanah tersebut. 0ila suatu bangunan konstruksinya lebih lemah dari yang diperkirakan, maka bangunan disebut under design, ini sangat membahayakan dan dapat disebut bangunan tidak tahan gempa (non earthquake resistance).
0ila suatu bangunan konstruksinya lebih kuat dari yang diperkirakan, maka bangunan disebut o"er design. ni merupakan pemborosan biaya, maka apabila ingin membangun bangunan tahan gempa, hal&hal diatas perlu diperhatikan dan masalah percepatan tanah memegang peranan penting.
'alam kaitan dengan bangunan tahan gempa, maka ;onasi seismik perlu dibuat, dan secara umum di ndonesia telah dibuat ;one seismik berdasarkan data historis kegempaan periode sebelum tahun tujuhpuluhan, /ilayah ndonesia dibagi menjadi A ;one seismik seperti berikut!
7<
:one #
!
:one
!
:one 9
!
:one
!
:one 7
!
:one A
!
'aerah dengan seismisitas sangat tinggi (< H- S@) rian bagian utara 'aerah dengan seismisitas aktif (sekitar < S@) Sumatra bagian barat, Selatan 3a/a, Fusatenggara, rian 3aya dan Sula/esi tara 'aerah yang terdapat lipatan, patahan dan rekahan (B < S@) Sepanjang pantai Sumatra bagian barat, Sepanjang Pantai 3a/a bagian selatan. 'aerah lipatan ` patahan (sekitar <) Sumatra, 3a/a bagian utara, 8alimantan ?imur, Sula/esi Selatan dan rian 'aerah dengan seismisitas rendah Sepanjang pantai timur Sumatra dan 8alimantan ?engah 'aerah stabil rian bagian selatan
Pembagian daerah aktif gempa bisa juga ditinjau dari data makro atau intensitas gempa yang pernah dirasakan. Peta intensitas gempa 0engkulu pada tanggal 3uni adalah satu kasus data makro yang langsung bisa dikaitkan dengan bangunan. 0eberapa kasus gempa merusak merupakan data makro yang menghasilkan peta intensitas regional seperti yang dilakukan oleh 3. 4urjaya dan 2. brahim pada tahun #**< (gambar *.9). Pada peta ini, daerah yang terkena dampak gempa bumi dibagi menjadi daerahO #. 'aerah dengan intensitas 44 atau lebih. . 'aerah dengan intensitas 44 >&>. 9. 'aerah dengan intensitas 44 >&>. . 'aerah dengan intensitas 44 > Pembagian ini masih bersifat regional, dengan perkataan lain bah/a untuk analisa resiko gempa pada suatu bangunan yang terletak pada suatu tempat di satu kota, memerlukan analisis mikro yang memasukkan beberapa unsur seperti lapisan tanah tempat bangunan, ketebalan lapisan, respon tanah dan bangunan terhadap getaran.
7-
ntuk mengetahui besarnya simpangan akibat gempa, 4ario Pa; (#*<*) merepresentasikan bangunan sebagai sistem yang terdiri dari atas massa, pegas dan redaman. 'alam hal ini hanya akan dibahas sistem dengan satu derajat kebebasan seperti pada gambar berikut !
Gambar4.4. Sistem bangunan bertingkat Satu
'engan ! D(t)
= gaya yang berubah&ubah terhadap /aktu.
8
= konstanta pegas kolom dinding.
C
= koefisien redaman.
= simpangan relatif massa m terhadap pondasi.
0entuk persamaan gerak kesetimbangan dinamis dinyatakan sebagai berikut !
dimana ! = I
adalah = m ;
= D
= % ;
= S
= k;
gaya inersia.
adalah gaya redaman.
adalah gaya pegas kolom dinding.
Sehingga persamaan menjadi !
7*
Selama terjadi gempa bangunan akan mengalami getaran "ertikal dan hori;ontal. 2aya inersia atau gaya seismik pada suatu titik massa bangunan membentuk arah "ertikal dan hori;ontal. 'ari kedua bentuk gaya tersebut, gaya dalam arah "ertikal hanya sedikit sekali dapat mengubah gaya gra"itasi yang bekerja pada bangunan, sehingga gaya horisontal (gaya lateral) menjadi sangat penting artinya. 'engan demikian sistem akan mengalami simpangan tambahan pada pondasinya, karena adanya simpangan permukaan tanah itu sendiri, seperti yang dilukiskan pada gambar berikut !
Gambar4.5. Sistem bangunan bertingkat satu dengan simpangan tanah
maka jumlah percepatan massa m menjadi !
dan gaya inersia menjadi !
+pabila gaya luar D(t)= , maka = I
+ = D + = S =
+ m ; g ) + % ; (m ;
atau
+ k; =
+ (% I m) ; + (k I m) ; ;
g = − ;
A
dan akhirnya diperoleh !
dimana ! ξ = (% I mω ) adalah fraksi dumping kritis. ω =
( k I m )
adalah frekuensi natural.
g adalah getaran acak, maka simpangan relatif (t) dapat dihitung +pabila ; dengan 4etode ntegral 'uhamel. ntuk kondisi a/al ()=, maka (t) diperoleh sebagai berikut !
'ari persamaan tersebut diatas terlihat bah/a respon bangunan terhadap getaran seismik bergantung pada ! #. Drekuensi natural sistem bangunan (ω ). . Drekuensi dumping kritis sistem bangunan ( ). g ( t ) . 9. Percepatan getaran tanah akibat gempa ; Simpangan relatif (t) sangat penting untuk perencanaan bangunan tahan gempa, karena regangan (strain) bangunan sebanding dengan simpangan relatifnya.
g dan @. Sano menyatakan bah/a perbandingan antara gaya seismik D= m ; gaya gra"itasi 1 = m.g disebut koefisien seismik k. Pernyataan yang memasukkan gaya seismik dalam perhitungan bangunan tahan gempa dikenal dengan nama koefisien seismik Sano. g maka gaya +pabila bangunan dengan massa m mengalami percepatan ; inersia atau gaya seismik yang bekerja dinyatakan dalam bentuk ! =
= m ; g
3ika berat bangunan dinyatakan dengan 1 maka ! 1 = m.g
A#
'engan demikian persamaan menjadi !
g = = (E I g ) ;
g = ( ;
I g )E atau
dimana ! D
= gaya inersia atau gaya seismik.
8
= koefisien seismik Sano.
1
= berat bangunan.
g ;
= percepatan getaran tanah akibat gempa.
2
= percepatan gra"itasi.
A
BAB 5 L'$ALISASI E#PABU#I
ntuk menentukan lokasi sumber gempabumi diperlukan data /aktu tiba gelombang seismik dengan sekurang H kurangnya data /aktu tiba gelombang P. Sedangkan penentuan magnitude gempa memerlukan pengukuran amplitude, dan periode atau lamanya gelombang tersebut tercatat di suatu stasiun . Selain itu juga diperlukan data posisi stasiun yang digunakan dan model kecepatan gelombang seismik. pisenter gempa dapat ditentukan secara manual dengan metode lingkaran ataupun metode hiperbola, sedangkan program komputer untuk menentukan parameter gempa digunakan metode 2eiger. 4etode&metode tersebut dijabarkan sebagai berikut ! 1. #e%o*a Lingkaran Dengan (iga S%asiun.
'ianggap ada tiga stasiun pencatat , masingHmasing SR, S, dan S9. 'engan menggunakan dua data stasiun pencatat , S dan S9 sebagai pusatnya, dibuat lingkaran&lingkaran dengan jari&jari ! r = " ( t H t# ) r 9 = " ( t9 H t# ) dengan ! r = jari&jari lingkaran. " = kecepatan gelombang t = /aktu tiba gelombang pisenter yang dicari adalah pusat sebuah lingkaran yang melalui SR dan menyinggung kedua lingkaran yang berpusat di S dan S9 tersebut. Pada penggunaan praktis, metode ini dilakukan dengan cara berulang&ulang mencoba membuat lingkaran ketiga sehingga didapatkan titik yang terbaik. 'engan demikian metode ini kurang dapat diandalkan, karena kualitas penentuannya tergantung pada ketelitian penggambaran ketiga lingkaran tersebut.
A9
Gambar5.1. "enentuan episenter dengan metode lingkaran tiga stasiun
2. #e%o*e Hiper!ola
0ila dianggap kecepatan gelombang seismik " konstan dengan tiga stasiun S#, S dan S9 diukur /aktu tiba gelombang seismik pada ketiga stasiun itu adalah jam t#, t, dan t9 dimana t9 B t B t#, maka dengan menggunakan pasangan stasiun S# dan S, episenternya harus terletak pada sebuah kur"a dengan harga t H t# konstan. 8ur"a semacam ini berupa hiperbola dengan S# dan S sebagai titik fokusnya. 8arena telah diketahui t B t# maka kur"a hiperbolanya cekung kearah titik titik S#. 'engan cara yang sama dilakukan lagi untuk pasangan stasiun S, S9 dan S9, S#. 8etiga hiperbola ini berpotongan pada suatu titik dan titik potong ini adalah episenternya. &. #e%o*e (i%ik Bera%
'alam metode ini selain didapat koordinat episenter, kedalaman fokusnya juga dapat ditentukan. 'engan menggunakan tiga stasiun pencatat S#, S, dan S9 dapat dibuat masing&masing lingkaran dengan pusat stasiun dan jari jari r #, r dan r 9. 3ari&jari lingkaran adalah jarak hiposenter d = (s&p) k, dimana k adalah konstanta $mori yang besarnya tergantung pada kondisi geologi setempat dan besarnya sekitar <,-.
A
Sedangkan (s&p) adalah beda /aktu tiba gelombang S dan P. 8oordinat episenter merupakan perpotongan garis berat ketiga lingkaran tersebut. 2aris berat lingkaran # dan adalah garis yang menghubungkan perpotongan lingkaran # dan lingkaran (garis +0). 2aris berat lingkaran # dan 9 adalah garis yang menghubungkan perpotongan lingkaran # dan lingkaran 9 (garis C'). Sedang 2aris berat lingkaran dan 9 adalah garis yang menghubungkan perpotongan lingkaran dan lingkaran 9 (garis D).
Gambar 5.3. "enentuan episenter metode titik berat
8edalaman hiposenter (h) dapat diperoleh dengan rumus Pythagoras, h# = (r # H(S# p))#I h = (r H(S p))#I , dan h9 = (r 9 H(S 9 p) )#I dimana h merupakan rata& rata dari h#, h , dan h9 . 'engan metode ini dapat pula ditentukan /aktu kejadian gempa (origin time). ntuk menentukan origin time dengan pendekatan (s&p) digunakan grafik 1adati seperti terlihat pada gambar berikut.
A7
Gambar 5.4 Graik Eadati tp adalah 'aktu tiba gelombang gelombang " dan to adalah origin time dan besarna gradien mendekati angka 1)73.
6. #e%o*e erak Par%ikel
4etode 2erak Partikel (particle motion) dipakai untuk menentukan hiposenter (epi (epise sent nter er dan dan kedal kedalam aman anny nya) a) deng dengan an meng menggun gunaka akan n satu satu stas stasiu iun n yang yang memi memili liki ki 9 komp kompone onen. n. 'ala 'alam m pene penent ntua uan n ini ini arah arah a/al a/al impu impuls ls keti ketiga ga komponen (kompresi atau dilatasi) harus jelas. >ariabel yang dipakai adalah setenga setengah h amplit amplitude ude a/al impuls impuls gelomb gelombang ang P ketiga ketiga kompone komponen n dan beda /aktu gelombang S dan P atau (s&p). Prosedur penentuannya adalah sebagai berikut! ?entukan dahulu arah impuls a/al ketiga komponen (kompresi atau dilatasi). Perhatikan Perhatikan rekaman rekaman komponen komponen "ertikal! "ertikal! jika komponen "ertikal "ertikal kompresi, kompresi, maka pada komponen hori;ontalnya tandanya harus dibalik (C = minus, ' = plus), sebaliknya jika komponen "ertikal dilatasi maka komponen hori;ontalnya tandanya tetap ( C = plus, ' = negatif). 'ari 'ari bacaan bacaan amplit amplitude ude kompon komponen en hori;o hori;onta ntall dibuat dibuat "ektor "ektor result resultanny annya, a, misalnya +%. 'ari 'ari bacaan bacaan amplit amplitude ude kompone komponen n "erti "ertikal kal (+>) dan +% dibuat "ektor "ektor resultannya, misalnya +@ .
AA
8. #e%o*e eiger
4eto 4etode de 2eig 2eiger er meng menggu guna naka kan n data data /akt /aktu u tiba tiba gelo gelomb mban ang g P dan dan atau atau gelomb gelombang ang S. +nggapa +nggapan n yang yang digunak digunakan an adalah adalah bah/a bah/a bumi bumi terdir terdirii dari dari lapisan datar yang homogen isotropik, sehingga /aktu tiba gelombang gempa yang karena pemantulan dan pembiasan untuk setiap lapisan dapat dihitung.
A<
Cara yang digunakan dengan memberikan harga a/al hiposenter, kemudian menghitung /aktu rambat gelombang untuk setiap stasiun yang digunakan. 'ari perhitungan ini didapatkan residu, yaitu perbedaan antara /aktu rambat gelombang yang diamati dengan /aktu rambat gelombang yang dihitung untuk setiap stasiun. Perkem Perkemban bangan gan perh perhit itun unga gan n nume numeri rik k dan dan tekn teknik ik kompu komputa tasi si de/a de/asa sa ini ini mengis mengisyar yaratk atkan an bah/a bah/a metode metode ini adalah adalah yang yang paling paling cocok cocok diguna digunakan. kan. 0erdasarkan 0erdasarkan metode ini ditulis ditulis program&pr program&program ogram lokalisasi lokalisasi sumber sumber gempa sepert sepertii yang yang dikemb dikembang angkan kan oleh oleh Dlinn Dlinn (#*A) (#*A),, Fordqu Fordquist ist (#*A) (#*A),, dengan dengan menjaga stabilitas komputasinya ngdahl , dkk (#*AA) O 5ee dan 5ahr (#*<) O 0ulland (#*
ariasi kecepatan gelombang seismik pada jarak ters terseb ebut ut terny ternyat ataa tida tidak k dapa dapatt dihi dihitu tung ng denga dengan n tepa tepat. t. >ari >arias asii kece kecepat patan an gelombang sebesar lebih kurang , kmIdt. ternyata memberikan kesalahan penentuan posisi hiposenter sampai beberapa puluh kilometer (Shedlock, #*-7). $leh karena itu, metode ini hanya dapat digunakan dengan tepat untuk menentukan posisi hiposenter dan /aktu asal dari suatu gempa yang bersifat lokal (5ee,#*-#). 'alam penentuan episenter atau lokalisasi gempabumi, pembacaan /aktu tiba sangat berperan, karena kesalahan kesalahan interpretas interpretasii pembacaan pembacaan fase gelombang akan menghas menghasilk ilkan an residu residu yang yang besar. besar. ntuk ntuk itu perlu perlu semacam semacam petunj petunjuk uk tentan tentang g pembaca pembacaan an fase&f fase&fase ase gelomb gelombang ang seismi seismik. k. 2rafik 2rafik tra"el tra"el time time dapat dapat dipakai untuk pedoman pembacaan fase&fase gelombang tersebut, dan gambar diba/ah ini menunjukkan grafik penjalaran gelombang P, S, Pc, PcP, dan PP terhadap jarak.
A-
Gambar 5.4. Graik penjalaran gelombang ") S) "%) "%") dan "" terhadap jarak.
ntuk gempa jauh atau teleseismik sifat&sifat gelombang yang telah dibahas pada bab terdahulu dapat digunakan. Sebagai ringkasan sifat&sifat gelombang teleseismik adalah sebagai berikut! • Dase gelombang yang sering muncul adalah P, PP, P8P • Dase gelombang P tercatat baik pada seismogram short period komponen "ertikal. • Dase S dan gelombang permukaan tercatat baik pada seismogram long period. • Dase S tercatat baik pada komponen hori;ontal • 2elombang permukaan adalah dispersi"e (umumnya long period akan tiba lebih dulu kemudian disusul yang lebih pendek periodenya) • 2elombang 5o"e sedikit lebih cepat dari gelombang @ayleigh dan keduanya lebih lambat dari gelombang S • Pada komponen hori;ontal amplitude gelombang 5o"e akan terlihat paling besar. • 2elombang @ayleigh terlihat terbesar amplitudenya pada komponen "ertikal. • Pada gempa dalam akan muncul gelombang pP, sP, dan seterusnya. • Pada gempa dangkal gelombang permukaan lebih dominan.
A*
BAB 5I #E$ANIS#E SU#BER E#PABU#I
2empa bumi tektonik terjadi karena adanya proses pergerakan lempeng yaitu berupa tumbukan, pelipatan, pergeseran dan atau penyusupan yang berpengaruh terhadap media yang dile/ati proses tersebut. 'i daerah pertemuan lempeng akan timbul suatu tegangan diakibatkan oleh tumbukan dan geseran antar lempeng serta sifat&sifat elastisitas batuan. ?egangan pada batuan akan terkumpul terus&menerus sehingga sesuai dengan karakteristik batuan yang akan sampai pada titik patah, dimana pada saat tersebut enersi yang terkumpul selama terjadi proses tegangan akan dilepaskan, pada /aktu itulah gempa bumi terjadi. Sekarang kita tinjau bagaimana proses terjadinya sebuah gempabumi. Seorang ahli seismologi +merika yang bernama @eid pada tahun #*A mengadakan penelitian untuk membahas tentang proses pemecahan di sebuah sumber gempabumi pada gempa San Dransisco yang terjadi di San +ndreas Dault. 'isplacement dari Dault San +ndres ini kebanyakan hori;ontal, dimana pada bagian timur yang menghadap ke daratan +merika bergerak ke selatan terhadap yang di sebelah barat ( yang menghadap ke Pasifik ).
Gambar !.1. /ekanisme sumber gempa
2ambar (A.#) memperlihatkan mekanisme gempabumi yang menjadi sumber gempa tektonik. 2aris tebal "ertikal menunjukan pecahan atau sesar pada bagian bumi yang padat. Pada keadaan menunjukan suatu lapisan yang belum terjadi perubahan bentuk geologi. 8arena di dalam bumi terjadi gerakan yang terus&menerus, maka akan terdapat stress yang lama kelamaan akan terakumulasi dan mampu merubah bentuk geologi dari lapisan batuan.
<
8eadaan menunjukan suatu lapisan batuan telah mendapat dan mengandung stress dimana telah terjadi perubahan bentuk geologi. ntuk daerah + mendapat stress ke atas, sedang daerah 0 mendapat stress ke ba/ah. Proses ini berjalan terus sampai stress yang terjadi ( dikandung ) di daerah ini cukup besar untuk merubahnya menjadi gesekan antara daerah + dan daerah 0. 5ama kelamaan karena lapisan batuan sudah tidak mampu lagi untuk menahan stress, maka akan terjadi suatu pergerakan atau perpindahan yang tiba&tiba sehingga terjadilah patahan. Peristi/a pergerakan secara tiba&tiba ini disebut gempabumi. Pada keadaan menunjukan lapisan batuan yang sudah patah, karena adanya pergerakan yang tiba&tiba dari batuan tersebut. 2erakan perlahan&lahan sesar ini akan berjalan terus, sehingga seluruh proses diatas akan diulangi lagi dan sebuah gempa akan terjadi lagi setelah beberapa /aktu lamanya, demikian seterusnya. ?eori @eid ini dikenal dengan nama @lastic @ebound ?heoryA. 'alam keadaan yang sebenarnya permukaan sesar dapat mempunyai keadaan yang berbeda dan demikian pula dengan gerakannya dapat mempunyai arah yang berlainan sepanjang permukaannya. 'apat dibedakan atas tiga bentuk gerakan dasar dari sesar!
Gambar !.2. Gerakan dasar dari sesar: sesar mendatar) sesar turun) dan sesar naik.
<#
#. 2erakan sejajar jurus sesar, disebut sesar mendatar atau strike slip fault. Stress yang terbesar adalah stress horisontal dan stress "ertikal kecil sekali. . Sesar relatif ke ba/ah terhadap blok dasar, disebut sesar turun I sesar normal atau gra"ity fault. 9. 2erakan relatif ke atas terhadap blok dasar, disebut sesar naik atau thrust fault I re"erse fault. 1. Hu!ungan empa!umi Dengan Bi*ang Sesar.
'alam hubungannya dengan bidang sesar beberapa analisis menyimpulkan bah/a gempa&gempa kecil di daerah yang frekuensi gempa rendah dapat digunakan atau ditandai daerah yang mempunyai bahaya gempa .0idang sesar dalam hal ini menandakan gerak "ertikal dua blok sesar di daerah di mana sesar aktif yang sebelumnya.tidak pernah diduga dapat terjadi. 'engan mengetahui arah gerakan sesar, dapat diketahui sumber atau asal gaya& gaya di daerah itu, misalnya dalam studi gempa mikro yang merupakan karakteristik daerah yang dapat memisahkan gempaHgempa akibat gaya tektonik dengan gempa&gempa yang disebabkan oleh keaktifan geothermal. 'alam hal ini sesar akibat gempa tektonik di tandai dengan gerakan hori;ontal.
Gambar !.3. /ekanisme dasar terjadina sesar.
<
4ekanisme dasar terjadinya sesar diperlihatkan pada gambar (A.9). #. Perubahan (deformasi) blok sebelum terjadi gempa. . 'eformasi blok setelah gempabumi terjadi. +kibat gempabumi bidang sesar yang berhadapan relatif bergeser sepanjang g aris . 9. 4empunyai tingkat stress&strain (tekanan®angan) yang sama dengan keadaan (#) dan merupakan keadaan yang sangat kritis untuk terjadi gempa.Sedangkan keadaan stress&strain setelah gempa terjadi sama dengan keadaan (), selanjutnya blok atas akan terus menerus terpisah dari blok ba/ah sepanjang batas sesar yang melalui pengulangan gempa. 2. Parame%er Bi*ang Sesar
+da beberapa hal penting dalam penentuan parameter bidang sesar (lihat gambar A.) ! #. Sesar mendatar yakni arah gerak blok sesar hori;ontal. Sesar ini terbagi dua! a. @ight lateral yaitu gerak sesar mendatar yang searah dengan jarum jam. b. 5eft lateral yaitu gerak sesar mendatar yang berla/anan dengan arah jarum jam . Sesar tidak mendatar yakni arah gerak sesar "ertikal atau miring, sesar ini ada tiga yaitu! a. Sesar turun yaitu sesar yang turun lebih rendah dari pada blok dasar. b. Sesar naik yaitu bloknya naik relatif terhadap blok dasar c. Sesar miring yaitu blok "ertikal yang di iringi dengan gerakan hori;ontal (oblique fault).
Gambar !.4. enis$jenis patahan ang sering dijumpai
<9
&. Pro,eksi Diagram #ekanisme ;okus.
'alam prakteknya untuk mendapatkan solusi mekanisme fokus digunakan diagram yang menunjukkan proyeksi keadaan fokus 9 dimensi dari fokus gempabumi. 8ita kenal dua macam proyeksi yang digunakan untuk membuat ilustrasi bentuk radiasi gelombang gempa, yang sering dipakai adalah equal area projection atau Schmidt net dan yang lain adalah Stereographic projection atau 1ulf net. Secara umum solusi mekanisme fokus yang dinyatakan dalam proyeksi stereografik dapat digambarkan dengan tiga macam sesar yaitu, sesar mendatar, sesar normal, dan sesar naik seperti dapat dilihat pada gambar berikut!
Gambar !.5. Simbul 3 ma%am patahan dasar
<
BAB 5II (SUNA#I
stilah ?sunami berasal dari kosa kata 3epang ?su yang berarti gelombang dan Fami yang berarti pelabuhan atau bandar. Fegara 3epang secara geografis terletak pada daerah ra/an gempa, sama dengan ndonesia. 'ari sejarahnya di 3epang pada saat itu masyarakatnya telah mengamati dan mencatat peristi/a alam yang ada di sekitarnya, masyarakat di sana banyak tinggal di sekitar teluk yang menjadi pelabuhan sekaligus pusat ekonomi, sedangkan kita tahu bah/a pada daerah seperti teluk (kon"ergen) sifat gelombang laut akan menjadi kuat sebab gelombang laut saling terpantul dan terinterferensi (tergabung) menjadi gelombang yang besar sehingga kekuatan gelombang akan terfokus pada teluk tersebut, akibatnya tentu daerah tersebut akan terkena limpasan gelombang yang lebih besar dibandingkan dengan pantai yang rata. 1. Pengama%an (sunami
?sunami mempunyai banyak aspek sebagaimana diteliti oleh para peneliti dari berbagai disiplin ilmu. Pembangkitnya berkaitan dengan proses geologi dan studinya dilakukan oleh para ahli geologi dan ahli geofisika, penyebaran dan pengamatannya oleh ahli oseanografi. 8arakteristik di pantai seperti pelimpasan ke pesisir atau resonansi ke dalam teluk terutama dilakukan oleh para teknisi kelautan. Perencanaan penggunaan lahan dan kota di sekitar pantai selalu mempertimbangkan resiko tsunami dan pihak pemerintah bertanggung ja/ab terhadap peringatan dari ancaman tsunami dan pelaksanaan e"akuasi. Studi tentang tsunami telah berkembang di bermacam bidang yang berbeda dan dengan berbagai interaksi diantara disiplin&disiplin tersebut. 2elombang tsunami berbeda dengan gelombang laut lainnya yang bersifat kontinu, gelombang tsunami ditimbulkan oleh gaya impulsif yang bersifat insidentil, tidak kontinu. Periode gelombang tsunami antara # H A menit, panjang gelombangnya mencapai # km. 8ecepatan penjalaran tsunami sangat tergantung dari kedalaman laut dan penjalarannya dapat berlangsung mencapai ribuan kilometer. 0ila tsunami mencapai pantai, kecepatannya bisa sampai 7 kmIjam dan energinya sangat merusak daerah pantai yang dilaluinya.
<7
'itengah lautan tinggi gelombang tsunami paling besar sekitar 7 meter, maka saat mencapai pantai tinggi gelombangnya bisa sampai puluhan meter karena terjadi penumpukan masa air. Saat mencapai pantai tsunami akan merayap masuk daratan jauh dari garis pantai dengan jangkauan dapat mencapai sejauh 7 meter dari garis pantai. 'ampak negatif yang diakibatkan tsunami adalah merusak rumah I bangunan, prasarana, tumbuh&tumbuhan dan mengakibatkan korban ji/a manusia serta menyebabkan genangan, kontaminasi air asin lahan pertanian, tanah dan air bersih. 0encana yang diakibatkan oleh tsunami tergantung antara lain pada magnitude gempa, morfologi laut, lingkungan pantai, bentuk pantai, infrastruktur di pantai dan jumlah penduduk. 0encana ?sunami terbukti menelan banyak korban manusia maupun harta benda, sebagai contoh pada tsunami di Dlores tahun #** meninggal lebih dari orang, kemudian pada tsunami di 0anyu/angi menelan korban - orang lebih, belum termasuk harta benda yang telah hancur. 4eletusnya gunung 8rakatau tahun #--9 menimbulkan tsunami yang menelan korban 9A. ji/a, ini merupakan jumlah korban terbesar yang tercatat dalam sejarah tsunami. 'i 3epang angka statistik bencana karena tsunami cukup besar. Pada periode #*<&#*< bencana alam tsunami menduduki urutan tertinggi setelah angin ribut, gempabumi , banjir dan hujan lebat. ntuk ndonesia pencatatan tentang tsunami telah dilakukan sejak ;aman penjajahan 0elanda meskipun hanya sebatas laporan masyarakat. @iset tsunami di ndonesia dimulai setelah peristi/a bencana tsunami di Dlores pada tahun #**, sejak itu kegiatan riset dan penelitian mulai berkembang, dengan dipelopori oleh 042 kemudian lembaga riset dan perguruan tinggi seperti 0PP?, 5P, ?0, dan lain&lain. 'alam perkembangannya sekarang telah banyak peneliti tsunami muncul di ndonesia, namun infrastruktur untuk keperluan pemantau tsunami masih belum memadai. Penyebab tsunami yaitu gempabumi tektonik, erupsi gunung berapi, longsoran, dan kemungkinan meteor jatuh. 'ari keempat jenis tersebut, gempa bumi tektonik ba/ah laut yang merupakan penyebab paling sering menimbulkan tsunami.
0eberapa jenis sesar yang terjadi pada sumber gempabumi seperti terlihat pada gambar (A.) dapat menimbulkan tsunami. 'engan adanya perubahan (dislokasi) pada lantai samudera secara mendadak, dapat mempengaruhi kolom air di atasnya yang selanjutnya dapat menimbulkan gelombang tsunami. 4eskipun demikian tsunami akan timbul, bila beberapa persyaratan lingkungan mendukungnya. 'ari hasil penelitian diperoleh persyaratan terjadinya tsunami adalah! a. b. c. d.
2empabumi dengan hiposenter di laut. 2empabumi dengan magnitude lebih besar dari A. skala @icter 2empabumi dengan pusat gempa dangkal. 2empabumi dengan pola mekanisme focus dominan adalah sesar naik atau sesar turun. e. 4orfologi pantai I bentuk pantai biasanya pantai terbuka dan landai serta berbentuk teluk.
2. Lokasi (sunami
?sunami banyak terjadi di sekeliling samudara Pasifik, seperti di +merika Selatan, +merika ?engah, +laska, +leutian, 8amchatka, 8uril, 3epang dan /ilayah ndonesia. 3uga tsunami terdapat di laut 4editerania dan laut 8aribia. 1ilayah ndonesia yang merupakan benua maritim dengan laut yang mengelilingi pulau&pulaunya sangat potensial terhadap ancaman tsunami. 4eliputi pantai barat Sumatra, Selat Sunda, pantai selatan 3a/a ?imur, sebelah utara Dlores, Sula/esi ?engah bagian barat, pantai utara Sula/esi tara, bagian selatan pulau Seram dan bagian utara Papua seperti diperlihatkan pada gambar (<.#). Sedangkan pantai ra/an tsunami lebih luas lagi seperti terlihat pada gambar (<.).
<<
Gambar 7.1 "eta potensi tsunami Indonesia
Pe%a Po%ensi (sunami adalah peta yang mengambarkan bahaya tsunami pada daerah tersebut berdasarkan kejadian tsunami yang pernah melanda, data yang dipakai dasar dalam pembuatan peta ini adalah data ketinggian run up (limpasan) yang terukur pada /aktu kejadian di lapangan, ketinggian diukur dengan titik dasar pada garis pantai. 'ari data run up yang ada kemudian dibedakan menjadi tiga kategori ketinggian run&up sesuai dengan fakta dilapangan yaitu ! ?idak bahaya, ( H m run&up, /arna hijau). 0ahaya, ( & 7 m run up, /arna kuning). Sangat bahaya, (7m keatas /arna merah).
Gambar 7.2 "eta ra'an tsunami Indonesia
<-
Pe%a ra7an %sunami adalah peta yang menggambarkan pantai&pantai di ndonesia yang ra/an terhadap tsunami dengan asumsi bah/a pantai tersebut berhadapan langsung dengan sumber kegempaan yang telah berhasil diidentifikasi, misalnya ;ona penunjaman maupun sesar.
'ari kedua peta tersebut dapat dibuat peta resiko tsunami yaitu peta yang menggambarkan daerah pantai yang mempunyai tingkat resiko terhadap bahaya tsunami berdasarkan data historis maupun daerah ra/an tsunami, kemudian dari data run&up yang pernah di catat dilakukan skala pembobotan berdasarkan ketinggian limpasan. ?eluk dan bagian yang melekuk dari pantai sangat ra/an akan bencana tsunami, para nelayan biasanya banyak mencari ikan dan bermukim di teluk. 'aerah ini juga memiliki pantai landai yang memungkinkan gelombang pasang merayap ke daratan. 'i ndonesia sebagian besar tsunami yang terjadi disebabkan oleh gempa tektonik di sepanjang daerah subduksi dan daerah seismik aktif lainnya. ?ercatat sebanyak * G kejadian tsunami disebabkan gempa tektonik, * G disebabkan oleh letusan gunung api dan # G disebabkan oleh longsoran (5atief et al, ). 8ejadian tsunami di ndonesia pada umumnya adalah tsunami lokal yang terjadi sekitar # H menit setelah terjadinya gempabumi yang dirasakan oleh penduduk setempat. Sedangkan tsunami jarak jauh adalah yang terjadi # H jam setelah gempa dan penduduk setempat tidak merasakan getaran gempabuminya. 8ecepatan gelombang tsunami dipengaruhi oleh kedalaman laut dimana sumber gempa terjadi, dan secara empiris dirumuskan! " = √gd MMMMMMMMMM. (<&#) dimana g adalah percepatan gra"itasi dan d adalah kedalaman laut. Sedangkan besarnya energi tsunami ditentukan oleh ketinggian dan luasan kerak bumi pada sumber gempa, dan diformulakan! (t) = #IA ρgh+
MMMMM..(<&)
<*
'imana (t) adalah nergi tsunami, ρ = densitas, h dan + berturut&turut ketinggian dan luas crustal displacement. &. Skala $ekua%an (sunami
kuran kekuatan tsunami terdapat dalam berbagai skala magnitude. mamura (#**) dan ida (#*7-) membuat skala magnitude tsunami sebagai berikut! 4+2F?' ?SF+4 (m)
8?F22+F ?SF+4 h (meter)
8@S+8+F
&#
.7
#
& Sangat sedikit
#
& 0eberapa rumah di pantai kapal terdampar kepantai
HA
9
# & 9
& 8erusakan sampai sejauh meter dari garis pantai.
B 9
- 8erusakan sampai sejauh 7 meter
& ?idak ada
& 8erusakan dan korban tertentu dekat pantai
rusak,
di daerah
dari garis pantai
%arga m mendekati persamaan m = log h Skala mamura H ida similar dengan skala intensitas gempabumi, pemakaian skala ini lebih cocok terutama untuk tsunami yang telah lama terjadi (histories data) dimana alat pencatat belum ada. Solo"ie/ (#*<) mengemukakan intensitas tsunami sebagai ! ι = log (√ h) 'imana h adalah tinggi tsunami rata&rata.
-
Selanjutnya +be (#*<*, #*-#, #*-* b) membuat skala magnitude dari penelitian beberapa gempa pembangkit tsunami ! 4t = log % V C V *.# ntuk regional (# km ∆97 km) menjadi ! 4t = log % V 5og ∆ V 7.'imana % adalah amplitudo maksimum dari ukuran tinggi air pasang dalam meter, C adalah faktor jarak, ( tergantung dari kombinasi antara sumber dan titik&titik pengamatan) ∆ adalah jarak dalam km. 'iperoleh untuk tsunami gempabumi Chili tahun #*A harga m = ,7 dan 4t *, serta +laska #*A harga m= 7 dan 4t = *,#.
-#
BAB 5III #I$R'(RE#'R
4ikrotremor merupakan getaran tanah selain gempa bumi, bisa berupa getaran akibat akti"itas manusia maupun akti"itas alam. 3adi mikrotremor bisa terjadi karena getaran akibat orang yang sedang berjalan, getaran mobil, getaran mesin&mesin pabrik, getaran angin, gelombang laut atau getaran alamiah dari tanah. 4ikrotremor mempunyai frekuensi lebih tinggi dari frekuensi gempabumi, periodenya kurang dari ,# detik yang secara umum antara .7 H detik dan untuk mikrotremor periode panjang bisa 7 detik, sedang amplitudenya berkisar ,# H , mikron. mplementasi mikrotremor adalah dalam bidang prospecting, khususnya dalam merancang bangunan tahan gempa, juga dapat dipakai untuk in"estigasi struktur bangunan yang rusak akibat gempa. 'alam merancang bangunan tahan gempa sebaiknya perlu diketahui periode natural dari tanah setempat untuk menghindari adanya fenomena resonansi yang dapat memperbesar (amplifikasi) getaran jika terjadi gempabumi. 4ikrotremor juga dapat dipakai untuk mengetahui jenis tanah atau top soil berdasarkan tingkat kekerasannya, dimana semakin kecil periode dominan tanah maka tingkat kekerasannya semakin besar atau tanah yang mempunyai periode dominan semakin besar semakin lunak atau lembek sifatnya. Para ahli bangunan Cina mengklasifikasikan jenis tanah menjadi macam berdasarkan periode dominan naturalnya, adalah! bad rock atau hard rock, medium hard rock, medium soft soil dan soft soil (clay). 8eempat macam jenis tanah itu berturut&turut mempunyai periode dominan natural! kurang dari ,# detikO ,# H , detikO , H ,- detik dan lebih dari ,- detik. ntuk melakukan pengukuran periode dominan tanah natural sebaiknya dilakukan pada saat getaran tremor yang lain seminimal mungkin, misalnya pada /aktu malam hari dimana akti"itas manusia tidak ada, sehingga diharapkan getaran yang terekam benar&benar getaran asli dari tanah. 1. Pengukuran #ikro%remor
-
Pada dasarnya pengukuran mikrotremor dapat dilakukan dengan alat pencatat gempabumi atau seismograf. Famun karena mikrotremor mempunyai karakteristik berbeda dengan gempabumi baik periode maupun amplitudenya, maka untuk mengukur parameter¶meter mikrotremor digunakan seismograf khusus yang disebut mikrotremormeter. 4ikrotremometer terdiri dari dua komponen pengukur yaitu, pengukur amplitude dan pengukur periode. Pada komponen pengukur amplitude biasanya terdiri dari tiga pilihan, yaitu amplitude simpangan, kecepatan dan percepatan. Sedang pada komponen pengukur periode atau frekuensi mikrotremormeter dilengkapi dengan alat pencacah sampel frekuensi berupa tape recorder beserta alat digital analy;er. Pada saat ini perkembangan alat pencatat gempabumi sangat pesat, sehingga dengan seismograf tipe digital periode bebas (digital broad band seismograph), pengukuran mikrotremor dapat dilakukan, karena selain periode mikrotremor yang dapat dipisahkan, alat ini juga dilengkapi dengan program analisis spektrum. 2. $arak%eris%ik (anah
8arakteristik tanah permukaan suatu tempat sangat penting artinya dalam pengkajian masalah seismologi. 'ari hasil pengukuran mikrotremor untuk mengetahui karakteristik tanah di berbagai tempat di 3epang, +merika dan negara&negara yang pernah dilanda gempa besar ternyata ada hubungan antara karakteristik tanah dengan penjalaran gelombang gempa yang sampai pada permukaan. +pabila periode bangunan sama dengan periode gempa yang sampai di permukaan, maka akan terjadi resonansi dan interferensi getaran sehingga meningkatkan intensitas kerusakan akibat gempa. 0erdasarkan hal tersebut maka dalam pembangunan gedung&gedung atau bangunan penting harus memperhitungkan tingkat faktor karakteristik tanah yang meliputi! jenis tanah permukaan, percepatan tanah maksimum dan periode dominan tanah permukaan yang bersangkutan. &. $lasi)ikasi (anah Permukaan.
-9
'ari pengukuran mikrotremor untuk memperoleh harga periode dominan, para ahli di 3epang membuat klasifikasi jenis tanah permukaan menjadi beberapa kelompok menurut pola atau bentuk kur"a distribusi mikrotremor. 8ur"a tersebut merupakan hubungan antara periode mikrotremor sebagai absis dan jumlah atau frekuensi selang periode tersebut sebagai ordinat. 8anai telah melakukan klasifikasi jenis tanah permukaan menjadi empat macam yaitu! 3enis !
?anah terdiri dari batuan keras (rock) hard sandy gra"el, dan tanah yang tergolong dalam tersier atau lapisan tanah tua. 8ur"a distribusinya mempunyai bentuk yang sederhana dengan satu puncak pada periode ,7 detik. @ange periode antara H ,9 detik mempunyai frekuensi 9 kali dalam # menit.
3enis !
3enis tanah yang digolongkan sebagai tanah pasir berbatu (keras), pasir dengan tanah yang dapat digolongkan pada allu"ial atau allu"ial berbatu dengan tebal sekitar 7 meter atau lebih. 8ur"anya berbentuk sederhana dengan satu puncak. @ange periode agak melebar sampai ,- detik atau lebih dengan frekuensi lebih rendah dari jenis .
3enis !
?anah jenis pasir, sandy clay, clay atau yang dapat digolongkan pada jenis allu"ial. 8ur"anya agak kompleks, dengan range periodenya melebar sampai #, detik, bentuk puncaknya tidak tajam tetapi melebar dibanding jenis dan .
3enis >!
?anah ini digolongkan kedalam tanah lembek, berupa endapan delta atau endapan lumpur dari sungai dan dapat dibagi dalam! - +llu"ial yang terdiri dari endapan tanah lunak (soft delta), top soil, lumpur dan sejenisnya dengan kedalaman 9 m atau lebih. - ?anah urug baik berupa tanah lunak, humus atau lumpur atau yang lainnya. 8ur"anya mempunyai bentuk yang kompleks dengan beberapa puncak dan range periodenya melebar sampai detik atau lebih.
S. $mote dan F. Fakajima mengklasifikasikan menjadi tiga macam, yaitu! 3enis + !
Periode dominan antara ,# H ,7 detik, dimana jumlah gelombang
-
dengan periode ,7 detik sedikit.
3enis 0 !
Periode dominan antara ,7 H , detik, dengan gelombang yang periodenya , sedikit.
3enis C !
Periode dominan , detik, dengan gelombang yang periodenya ,- detik cukup banyak.
8edua jenis klasifikasi tersebut telah dikon"ersi dan dipakai sebagai standar dalam perencanaan bangunan tahan gempa atau a seismic design. %asil kon"ersi tersebut adalah sebagai berikut! $lasi)ikasi (anah $anai 'mo%e ? Nakajima "enis I
3enis +
Perio*e Dominan +*e%ik/
$e%erangan
,7 & ,#7
0atuan tersier atau lebih tua, terdiri atas batuan hard sandy gra"el
,# H ,7
"enis II
0atuan allu"ial dengan ketebalan sekitar 7 m, terdiri dari sandy gra"el, sandy hard clay, loam
"enis III
3enis 0
,7 H ,
0atuan allu"ial hampir sama dengan jenis , hanya dibedakan oleh adanya formasi bluff.
"enis I5
3enis C
B ,
0atuan allu"ial yang terbentuk dari delta top soil, lumpur dan lain& lain dengan kedalaman sekitar 9 m.
-7
-A
BAB I@ E#PABU#I DI IND'NESIA 1. Pola $egempaan
8egempaan di ndonesia berkaitan dengan ;ona subduksi yang berbagai bentuk dan bermacam arah. :ona subduksi merupakan daerah utama gempabumi, sebagian besar gempa terjadi di ;ona subduksi, baik gempa dangkal, menengah maupun dalam, sehingga ;ona ini disebut sebagai ;ona seismik aktif. Palung laut dan gunung api terdapat di ;ona ini.
8epulauan ndonesia terletak pada pertemuan tiga lempeng tektonik utama, yaitu lempeng urasia di tara, lempeng ndo&+ustralia di selatan, lempeng Pasifik di timur dan lempeng kecil Dilipina diantara ke tiga lempeng utama tersebut. 0atas lempeng& lempeng ini di /ilayah ndonesia umumnya berbentuk ;ona subduksi yang mempunyai arah dan jenis penunjaman berbeda& beda, seperti terlihat pada gambar #..
Secara umum struktur tektonik ndonesia bagian timur lebih rumit dibanding ndonesia bagian barat. 'i /ilayah ndonesia bagian barat, lempeng ndo& +ustralia menunjam dari arah selatan ke utara di ba/ah lempeng urasia, ditandai dengan jalur gempa 4editeran. Sedangkan di /ilayah ndonesia bagian timur, lempeng Pasifik bertemu dengan lempeng Dilipina, lempeng urasia dan lempeng ndo&+ustralia, ditandai dengan bertemunya jalur gempa 4editeran dengan jalur gempa Sirkum Pasifik.
'i /ilayah ndonesia, membentang dari barat ke timur palung laut yang merupakan indikasi adanya ;ona subduksi yaitu palung Sunda, palung di daerah 5aut 0anda, daerah 4aluku dan daerah Sula/esi tara. Patahan I sesar yang merupakan dampak dari tumbukan lempeng&lempeng tektonik tersebut dan menjadi daerah sumber gempabumi terdapat sepanjang pulau Sumatra, beberapa tempat di Pulau 3a/a, sebelah utara Dlores, Sula/esi, 4aluku tara dan Papua, dapat dilihat pada gambar #.7.
-<
2. Seismisi%as
ntuk memantau gempabumi di /ilayah ndonesia dan sekitarnya, telah didirikan * stasiun pencatat gempa yang tersebar mulai dari 0anda +ceh sampai 3ayapura. 'isamping itu telah terpasang pula 7 sistem jaringan telemetri yang masing&masing dikoordinir oleh kantor regional di 4edan, Ciputat, 'enpasar, 4akasar, 3ayapura dan semuanya terhubung dengan kantor pusat di 3akarta. Perkembangan teknologi menuntut sistem pencatatan gempa secara cepat dan tepat, oleh karena itu sejak tahun #**< 042 bekerja sama dengan pemerintah 3epang telah membuat jaringan seismograf jenis digital broad band. 3aringan seismograf jenis digital broad band ini diberi nama 3SF? (3apan ndonesia Seismological Fet/ork) yang tersebar di seluruh /ilayah ndonesia bagian 0arat dan ?engah berjumlah stasiun. 'isamping itu tahun 042 bekerja sama dengan C?0?$ (Comprehensi"e Fuclear ?est 0an ?reaty $rgani;ation) sedang membangun jaringan seismograf jenis digital broadband lain yang secara khusus untuk mendeteksi ledakan nuklir ba/ah tanah. 3aringan ini terdiri dari A stasiun masing&masing di Prapat (Sumatera tara), 5embang (3a/a 0arat), 8upang (Fusa ?enggara ?imur), 8apang (Sula/esi Selatan), Sorong dan 3ayapura (Papua). Pada tahun jaringan seismograf yang dibangun oleh 042 telah mencapai lebih dari - buah, namun /ilayah ndonesia yang sangat luas dan sebagian besar merupakan daerah aktif gempa, jumlah tersebut masih jauh dari cukup. ntuk itu dalam rangka penelitian sesar aktif dan untuk merapatkan jaringan seismograf yang telah ada, akan segera dibuat lagi tiga jaringan seismograf kecil atau mini @SC (@egional Seismological Center) masing&masing terdiri dari empat sensor. 8etiga mini @SC itu berturut&turut ada di Padang Panjang, 8epahiang, dan Palu. 2ambar (*.#) memperlihatkan peta jaringan seismograf di ndonesia. Sedang gambar (*.) memperlihatkan jaringan seismograf telemetri Pusat 2empabumi @egional (P2@) 4edan, Ciputat, 'enpasar, 4akasar dan 3ayapura. Sejak tahun #**- ndonesia ditunjuk oleh perhimpunan 4eteorologi dan 2eofisika +S+F sebagai pusat informasi kegempaan +C (+sean arthquake nformation Center). Semua data kegempaan /ilayah +S+F dikumpulkan di sini.
--
Gambar #.1. "eta jaringan seismogra di Indonesia
Gambar #.2. aringan seismogra telemetri "usat Gempabumi +egional /edan) iputat) Denpasar) /akasar) dan aapura
-*
Penyebaran gempabumi di /ilayah ndonesia terkonsentrasi di daerah penujaman lempeng tektonik. 2empa dangkal terdapat di sepanjang bagian barat Sumatra, bagian selatan 3a/a, Fusa ?enggara, 0anda, 4aluku, Sula/esi, Papua dan di daerah&daerah sesar. 2empa menengah tersebar sepanjang pantai barat Sumatra, kemudian di 3a/a, Fusa ?enggara, 0anda, 4aluku dan Sula/esi. Sedangkan gempa dalam tidak terdapat di Sumatra, tetapi mulai muncul dari 3a/a ?engah sebelah utara, Fusa tenggara bagian utara hingga di sebelah barat 4aluku dan Sula/esi. Peta sebaran gempabumi di ndonesia dapat dilihat pada gambar (#.A). Secara statistik tercatat bah/a di ndonesia sebagian besar gempabumi yang terjadi adalah gempa dangkal, yaitu < G, sisanya adalah gempa menengah dan gempa dalam. Sebagian besar episenter gempa, lebih < G tersebar di ba/ah permukaan laut. Drekuensi kejadian gempabumi di /ilayah ndonesia timur jauh lebih banyak dibanding /ilayah ndonesia barat, hampir - G gempa di ndonesia berlokasi di ndonesia ?imur. Palung laut terdapat memanjang mulai dari +ndaman, bagian barat Sumatra, bagian selatan 3a/a&Fusa ?enggara, membelok membentuk setengah lingkaran di daerah 5aut 0anda. 8emudian di Sula/esi, daerah 4aluku dan utara rian yang menyambung dengan palung 4indanao. 'i sepanjang pulau Sumatra terdapat sesar Sumatra dengan arah dekstral sedangkan di tara rian terdapat sesar Sorong. 0eberapa sesar lainnya terdapat di darat, yaitu di Pulau 3a/a, pulau Sula/esi dan pulau rian. Semuanya merupakan daerah yang rentan terhadap gempa. 2unung api aktif sebanyak #* buah berjajar sepanjang pulau Sumatra, pulau 3a/a, Fusa ?enggara, daerah laut 0anda, Sula/esi tara dan 4aluku. 0erdasarkan gempa yang terjadi, dibuat peta intensitas gempabumi di ndonesia. 8erusakan dengan intensitas mencapai skala 44 terjadi di Sumatra di daerah ?arutung dan 5i/a, beberapa tempat di 3a/a yaitu daerah 4ajalengka, 3a/a ?engah dan 4alang. ntensitas mencapai > skala 44 terdapat di sepanjang bagian barat Sumatra, 3a/a 0arat bagian tengah dan selatan, 3a/a ?engah, 3a/a ?imur bagian selatan, 0ali, 5ombok, Sula/esi Selatan bagian utara, Sula/esi bagian utara dan tengah, rian 3aya bagian kepala burung dan utara. 'i ndonesia daerah yang relatif aman terhadap bencana gempa dibandingkan dengan daerah&daerah lainnya adalah 8alimantan bagian barat dan tengah, intensitas maksimum di daerah ini lebih
*
kecil dari > skala 44. 2ambar (*.9) memperlihatkan peta intensitas maksimum dari gempabumi yang pernah terjadi di ndonesia.
Gambar #.3. "eta pembagian 'ilaah intensitas gempabumi di Indonesia >. /urjaa 0 G. Ibrahim) 1##7?
&. ona Su!*uksi
8edalaman gempa maksimum di Sumatra adalah #- km, berarti disini ;ona subduksi menunjam sejauh #- km. +rahnya dari utara ke selatan dengan sudut penunjaman 7o, jenis subduksi miring (oblique fault). 8edalaman palung laut Sumatra sekitar 7 meter dan palung laut 3a/a mencapai < meter. 5empeng menunjam rata&rata dengan kecepatan A,- cm pertahun. 4ulai dari 3a/a ?engah sampai Dlores 0arat, lempeng menunjam sampai kedalaman A7 km. ?etapi pada kedalaman antara A H 7 km di 3a/a ?engah dan kedalaman antara - H 9A km di Dlores 0arat terdapat diskontinu lempeng. 8ecepatan penunjaman lempeng sekitar <,7 cm pertahun. 2unung api terdapat pada lokasi yang berkaitan dengan kedalaman gempabumi antara # dan km. 8asus lempeng yang terputus ini juga dijumpai di daerah ;ona subduksi Peru dan Chili. 'i /ilayah 5aut 0anda bentuk penunjaman lempeng lebih komplek. Sebelah selatan terdapat palung ?imor dan di utara adalah palung Seram. 8edua palung ini melingkar membentuk setengah lingkaran mulai dari selatan pulau ?imor,
*#
?animbar, berbelok ke atas di sebelah timur kepulauan 8ai dan kemudian berbalik ke arah barat di sebelah utara pulau Seram dan 0uru. 8edalaman palung ?imor sekitar 7 meter, palung Seram antara H 7 meter, dan basin 1eber mencapai kedalaman < meter. :ona subduksi di daerah laut 0anda adalah berbentuk suatu permukaan cekung, lempeng&lempeng tektonik menunjam dari arah utara dan dari arah selatan yang bertemu di 5aut 0anda. 8edalamannya berkurang dari arah barat ke timur, di sebelah barat dekat pulau +lor penunjaman ;ona subduksi A7 km dan di sebelah timur dekat pulau ?animbar penunjamannya *A km. Sudut penunjaman juga berkurang dari arah barat ke timur, di palung sebelah Selatan (?imor) dari <o sampai dengan #Ao dan di palung sebelah utara dari 7
#. :ona Penunjaman pendek 'i sepanjang Sumatra sampai 3a/a 0arat, kedalaman penunjaman sejauh #- km dengan sudut penunjaman 7o. . :ona penunjaman diskontinu. 0entuk ini ditemui mulai dari 3a/a tengah sampai Dlores. 8edalaman maksimum AA7 km dengan sudut penunjaman sekitar 7o. Subduksi diskontinu terdapat di 3a/a ?engah sebesar - km dan di Dlores - km. 9. :ona penunjaman berbentuk permukaan cekung.
*
0entuk ;ona ini terdapat mulai dari +lor sampai kepulauan 8ai (daerah 5aut 0anda). 8edalaman ;ona penunjaman lempeng berkurang dari arah sebelah barat ke timur, yaitu dari A7 sampai *A km, sedangkan sudut penunjaman berkurang dari <o sampai dengan #Ao. . :ona penunjaman berbentuk permukaan cembung. 'itemui didaerah 4aluku, kedalaman penunjaman di sebelah barat A97 km dan di sebelah timur <7 km. Sudut penunjaman di timur sebesar 9o H 7# o dan di sebelah barat 9o H 9o. 0entuk ;ona subduksi di /ilayah ndonesia ?imur lebih komplek dibandingkan dengan ;ona subduksi di ndonesia 0arat. %al ini juga dapat dilihat pada peta penyebaran gempa bumi, di ndonesia 0arat, pola penyebaran gempa dangkal, menengah dan dalam lebih teratur sedangkan di ndonesia ?imur polanya lebih beragam.
Gambar #.4. Fona penunjaman di Indonesia
BAB @
*9
PREDI$SI E#PABU#I
Prediksi gempabumi merupakan kegiatan yang sangat mengandung resiko sosial dibanding dengan prakiraan cuaca. Secara teoritis gempabumi merupakan gejala alam biasa oleh sebab itu sebelum peristi/a alam itu terjadi semestinya akan terdapat perubahan parameter fisis yang mendahuluinya atau yang disebut sebagai precursor. ang menjadi masalah adalah secara operasional untuk melakukan pengamatan precursor ini memerlukan usaha dan dana yang tidak sedikit. 'ari banyak precursor itu diantaranya adalah hasil eksperimen di laboratorium menunjukkan bah/a sebelum terjadi gempabumi maka batuan di sekitarnya akan mengalami perubahan parameter¶meter seperti ! tahanan listrik akan menurun, adanya perubahan stress dan strain, adanya fluktuasi unsur radon, perubahan permukaan air ba/ah tanah, perubahan suhu air ba/ah tanah, dan lain&lain. 8egiatan prediksi gempabumi, mencakup tiga hal yaitu, kapan gempabumi akan terjadi, dimana terjadinya dan seberapa besar kekuatannya. 'i 3epang kegiatan ini mulai dilakukan sejak tahun #*A7 dimana dalam perencanaannya terdapat empat bagian, yaitu pengamatan untuk kegiatan prediksi jangka panjang, pengamatan untuk kegiatan prediksi jangka pendek, penelitian dasar, dan kerjasama dengan institusi luar. Pada prediksi jangka panjang pengamatan yang dilakukan adalah pengamatan geodesi, geomagnet, geologi, seismologi, seismic "elocity, statistik dan lain& lain. Sedangkan untuk jangka pendek melakukan pengamatan geodesi (sur"ei ulang pengamatan ground mo"ement, temporal "ariation dan gra"ity), geochemical (ground /ater le"el, ground /ater quality, dan unsur&unsur radio aktif), dan pengamatan geomagnet. Sedang penelitian dasar meliputi percobaan&percobaan di laboratorium dan di lapangan yang meliputi eEperiment fracture dari sample batuan, pengukuran stress, dan lain&lain. 'i +merika Serikat, kegiatan prediksi gempabumi diprioritaskan pada studi dasar mengenai crustal strain dan seismic monitoring yang dititik beratkan pada understanding of the seismic rupture process, serta eksperimen lapangan yang dilakukan untuk meramal gempa di areal South California dengan pengamatan strain meter, ground /ater le"el.
*
'i Cina kegiatan ramalan gempabumi dilakukan dengan intensif dan dikonsentrasikan pada pengamatan precursor. 'i negara itu telah dibagun jaringan pengamatan precursor yang terdiri dari ratusan stasiun pengamatan crustal deformation, hydro chemestry, ground /ater le"el, magnet bumi, dan ground resisti"ity, serta banyak stasiun pengamatan yang lain seperti gra"ity, stress&strain dan electromagnetic. 8egiatan prediksi gempabumi di Cina dilakukan dengan empat metode, yaitu! seismo&geological method, statistic analisys of seismicity (2utenberg @ichter 5a/), Corelation analisys ( position of I solar acti"ity, gra"ity) dan precursor method. 'iantara metode tersebut yang menjadi andalan adalah metode pengamatan precursor. Pada metode ini prinsipnya adalah sebelum terjadi gempabumi akan didahului oleh anomali parameter¶meter fisis seperti perubahan yang menyolok dari parameter stress&strain, temperatur air ba/ah tanah, unsur radioaktif, geomagnit, resisti"ity, gra"ity, dan lain&lain bahkan akan ada perubahan dari tingkah laku binatang. 4etode pengamatan precursor dipakai untuk prediksi jangka sedang dan pendek sedangkan metode yang lain dipakai untuk jangka panjang. 'alam seismologi kita kenal precursory seismisity yang dibedakan menjadi tiga yaitu seismicity patern (seismic gap,"ariasi b "alue, dan lain&lain), source and medium parameters (stress drop, q "alue, "ariasi kecepatan gelombang, dan lain&lain), dan pembedaan urutan gempa (fore shock dan precursory s/arm). Secara teoritis gempabumi memang dapat diprediksi, namun para peneliti mengalami kesulitan karena beberapa hal, diantaranya! terbatasnya kondisi pengamatan terutama peralatannya, tidak periodiknya akti"itas gempabumi, ketidak tentuannya proses gempabumi, dan luasnya daerah jangkauan. Selain dengan metode obser"asi precursor terdapat banyak metode dalam prediksi gempabumi, diantarnya! seismicity gap, seismicity band, increased seismicity, preseismic squance, "ariation of b "alue, source and medium parameters, /a"e "elocity "ariations, fore shocks squance. Salah satu contoh kegiatan prediksi gempa di Cina yang sangat sukses adalah peristi/a gempabumi 4englian yang terjadi pada # 3uli #**7 dengan 4agnitude 4s = <,9 satu hari sebelum gempa utama terjadi diumumkan kepada masyarakat sehingga korban ji/a dapat dihindarkan.
*7
'i ndonesia kegiatan prediksi gempabumi dilakukan melalui penelitian secara indi"idual oleh personil 042, ?0 dan beberapa instansi lain yang umumnya dilakukan dengan metode statistik menggunakan perhitungan periode ulang gempabumi. Periode ulang gempa bumi maksudnya adalah bah/a gempa bumi dengan skala tertentu (misalnya 4=-) akan terulang kembali di daerah yang sama pada kurun /aktu tertentu. Perhitungan periode ulang ini memerlukan data paling tidak satu periode, lebih panjang lebih baik. Famun catatan ge mpa bumi dengan peralatan, baru dimulai pada a/al abad . 8arena itu untuk memperpanjang periode pengamatan, dibantu dengan catatan intensitas gempa yang sudah dimulai sejak a/al abad masehi. Selain itu penelitian paleoseismik juga bisa membantu memperpanjang periode pengamatan. 2empa yang sama kekuatannya dengan gempa pada 3uni di 0engkulu pernah terjadi dua kali pada #-99, #*#. Sehingga banyak yang setuju dengan teori prediksi gempabumi memakai metode periode ulang berkisar - tahun. 'isamping itu terdapat juga gempa yang ukurannya lebih kecil dengan periode ulang lebih pendek. Perhitungan matematis periode ulang gempa bumi di Sumatra oleh peneliti 042 (@asyidi Sulaiman dan @obert Pasaribu, ) menunjukkan bah/a periode ulang di Sumatra Selatan berkisar antara -&9 tahun dengan nilai tengah # tahun. 2empa pada tahun #*<* di 0engkulu yang cukup besar dengan 4=7.-, 44=>, sedangkan gempa berikutnya adalah 3uni (#*<*V#tahun). 2empabumi di lautan ndonesia sebelah selatan 3a/a 0arat dengan magnitude -,# S@ terjadi pada tahun #*9 telah dihitung periode ulangnya dengan metode 1eibul (Subardjo, #**) kurang lebih #7 tahun atau dalam jangka /aktu antara #- H # tahun. 1. Perio*e Ulang empa!umi Dis%ri!usi -ei!ull
8emungkinan terjadinya gempabumi pada selang /aktu t dan t V t adalah dan oleh 1eibull dinyatakan dalam formula!
λ(t)
λ(t) = k tm MMMMMMMMMMM..(*.#&#)
*A
k dan m adalah konstanta dimana k B # dan m B &#. Probabilitas kumulatif kejadian gempabumi antara /aktu nol dan t yang diberi notasi D(t) dengan reliabilitas @(t) didefinisikan sebagai ! @(t) = # H D(t), dan @(t) = eEp.( & ∫ (t) dt = eEp.
{& (kt mV#)I (mV#)}MMM..(*.#&)
Sedang probabilitas densitas dari suatu kejadian gempabumi dirumuskan sebagai berikut! f(t) = & d@(t)Idt = k tm eEp.{& (kt mV#)I (mV#)} MM(*.#&9) 'engan cara momen ke r suatu perubah acak t dinotasikan sebagai 4r, yaitu nilai peluang t pangkat ke r, dengan r = #,,9,MMnO maka diperoleh bentuk sebagai berikut!
∼ 4r = (t r ) = ∫ t f r (t) dt o ∼ = ∫ k tmVr eEp.{& (kt mV#)I (mV#)}dt MM(*.#&) o 3ika! (kt mV#)I (mV#) = dan t mV# = {(mV#)Ik }, maka t=
[{(mV#)Ik } ] #I(mV#) MMMMMM..(*.#&7)
selanjutnya diturunkan ke dEIdt diperoleh!
{kI(mV#)} (mV#) tm dt = dE MMMMMM.(*.#&A) dimana
dt = dE I k tm dt = dE I k [{(mV#)Ik }E]mI(mV#)
*<
akan didapat! 4r = (t r ) =
{kI(mV#)}&rI(mV#) ∫ (mVrV#)I(mV#) &# eEp.(&E) dE
M(*.#&<)
dimana ! ∫ (m&#) eEp.(&E) dE = m O mB
akhirnya diperoleh! 4r = (t r ) = {kI(mV#)}&rI(mV#) {(mVrV#)ImV#)} M.(*.#&-) 'idapat rumusan periode ulang gempabumi sebagai berikut! ntuk r = #O 4# = (t) = {kI(mV#)}&#I(mV#) {(mV)ImV#)} MM(*.#&*) ntuk r = O
4 = (t) = {kI(mV#)}&I(mV#) {(mV9)ImV#)} MM.(*.#&#)
Simpangan baku rata&rata periode ulang gempabumi adalah! S' = {(t) & (t)}#I MMMMMMMMMM..(*.#&##)
2. Peru!ahan 5p5s *an parame%er lainn,a
0eberapa perubahan dapat dipakai sebagai precursor gempabumi. ?elah dijelaskan diatas bah/a dari hasil eksperimen di laboratorium suatu batuan yang diberi gaya secara terus menerus suatu /aktu akan patah. Sebelum batuan patah ternyata disekitar fokus patahan sebelumnya mengalami perubahan stress dan strain. 'emikian pula pada kejadian gempabumi, lokasi disekitar hiposenter juga akan terjadi perubahan tegangan dan regangan, hal ini disebabkan karena terjadinya penumpukan I akumulasi energi sebelum dilepaskan menjadi gelombang seismik.
*-
'ari teori yang telah dibahas pada bab&bab terdahulu bah/a stress dan strain terkait dengan perbandingan perubahan kecepatan gelombang primer (>p) dan kecepatan gelombang skunder (>s) atau >pI>s. 'alam kejadian gempabumi perubahan >pI >s dapat diamati dan secara empiris biasa dihitung dengan menggunakan diagram 1adati yang telah dibahas pada bab terdahulu. 'engan keterbatasan peralatan pengamatan stress dan strain di lapangan, penelitian di ndonesia tentang prediksi gempa masih dapat dilakukan dengan mengamati parameter ini. ntuk mengamati perubahan >pI>s parameter yang diperlukan adalah perbedaan /aktu datang gelombang s dan p atau (s&p) dan /aktu tiba gelombang p kedua parameter ini tidak sulit di lakukan di stasiun pengamat gempabumi. Penelitian ini pernah dilakukan dengan menghitung kembali perubahan >pI>s sebelum terjadi gempa +mbon pada akhir tahun #**A dengan magnitude sekitar 7,7 (Subardjo, #**-), ternyata mengalami perubahan >pI>s yang signifikan. Penelitian yang sama telah dilakukan sebelumnya oleh Deng (#*<<), dia meneliti gempabumi %sinfeng H Cina yang terjadi pada tanggal #* 4aret #*A dengan magnitude A,# selama ## bulan sebelumnya dan telah terjadi perubahan >pI>s sebesar H ## G. 8emudian Sekiya (#*<<) juga melakukan hal yang sama pada gempa 8epulauan ;u H 3epang selama ## tahun, sebelum terjadi gempa dengan magnitude A,* telah terjadi perubahan nilai >pI>s sebesar H 7G. Peru!ahan #e*an #agne% *an Resis%ii%asC 4edan magnet bumi menunjukkan perubahan sebelum dan sampai /aktu terjadi gempabumi. Sedangkan harga resisti"itas listrik batuan umumnya menurun pada saat terjadi gempabumi dan kemudian kembali normal. Air (anahC 0eberapa pengamatan menunjukkan bah/a ketinggian dan temperatur air tanah naik sebelum terjadi gempabumi. 2ordon mencatat kenaikan setinggi ,* cm pada sumur berjarak ## km dari pusat gempabumi #,7 jam sebelum gempabumi dengan magnitude A,* terjadi di 4eckering tahun #*A-. Peru!ahan Ra*onC
**
%asil pengamatan di beberapa tempat menunjukkan jumlah radio aktif radon bertambah dengan tajam sebelum terjadi gempa dan kemudian menurun secara cepat setelah gempabumi berakhir. empa #ikroC 2empa mikro yang banyak terdapat di daerah seismik aktif dapat dipakai sebagai indikasi akan terjadinya gempa utama. Pada umumnya akti"itas gempa mikro bertambah pada saat gempa utama akan terjadi. #igrasiC Pada tahun #*
0erikutnya deretan kejadian gempabumi terjadi tahun #*- yang dimulai dari +tlantik tara dengan kekuatan A, bermigrasi ke Spanyol, tali (A,#), unani (A,-), ran (<,#), ?od;hik (A,*), dan 0urma dengan magnitude A,. Injeksi AirC +ir yang dimasukkan kedalam tanah dapat mempengaruhi kegiatan gempa di daerah tersebut. njeksi air sedalam 9- meter di Colorado telah memicu terjadinya beberapa gempabumi. %asil penelitian di daerah bendungan Saguling menunjukkan kenaikan akti"itas gempa mikro setelah pengisian air dibanding sebelumnya. Le*akan NuklirC 5edakan nuklir yang diadakan di ba/ah permukaan bumi tercatat menimbulkan gempa&gempa susulan. Seismograf selain dapat menentukan lokasi dan kekuatan ledakan nuklir, juga pernah digunakan oleh srael untuk mendeteksi mobilisasi tentara +rab dalam perang +rab&srael tahun #*A<. &. Pengama%an empa Susulan
2empa susulan (aftershock) merupakan proses stabilisasi medan stress ke keseimbangan yang baru setelah pelepasan energi atau stress drop yang besar pada gempa utama. Setiap gempa tektonik dangkal (kira&kira #km) selalu diikuti oleh dislokasi atau patahan. 'islokasi ini mengganggu keseimbangan medium sekelilingnya, sehingga dengan sendirinya muncul gempa lainnya
#
yang merupakan proses keseimbangan baru. Proses ini bisa berlangsung beberapa jam sampai berminggu&minggu, tergantung pada besar gempa utama dan sifat batuan. Drekuensi dan magnitude gempa susulan ini umumnya menurun secara eEponensial terhadap /aktu (gambar *.#). Dormula kur"a penurunan frekuensi gempa susulan didekati dengan persamaan berikut!
terhadap /aktu dapat
Ft = Fo eEp.(&b.t)MMMMMMMMMMMMMM..(*.9) 'imana Ft adalah frekuensi gempa susulan pada /aktu t, Fo adalah frekuensi gempa susulan pada /aktu a/al dan b adalah konstanta attenuasi yang dapat ditentukan dengan regresi linier terhadap data yang ada. 1aktu t yang dipakai bisa digunakan hari ( jam), hari (# jam) selang A jam atau selang yang lebih kecil tergantung data yang ada. Prediksi berhentinya gempa susulan dapat ditentukan dari persamaan tersebut pada Ft = Etrapolasi kur"a frekuensi dan magnitude terhadap /aktu bisa menjadi patokan perkiraan besarnya gempa susulan, sehingga bahaya dari gempa susulan ini menjadi sangat serius apabila gempa utama telah merusak struktur bangunan. Struktur bangunan yang sudah dirusak oleh gempa seperti susunan dinding, batu dan pilar yang tak mempunyai daya ikat lagi satu sama lain sehingga gempa susulan dengan 44 > saja sudah cukup untuk merubuhkan bangunan. Peranan peneliti gempa susulan baik dari 042 atau lainnya sangat diperlukan untuk melihat tingkat penurunan akti"itas gempa. Prediksi berhentinya akti"itas gempa susulan sangat diperlukan dalam pengambilan kebijakan pemerintah setempat untuk memulai kegiatan pembangunan dan rehabilitasi. 2empa susulan 0engkulu yang dilaporkan tim sur"ei 042 menunjukkan penurunan akti"itas secara eEponensial (gambar *.#). Pada hari ke empat terdapat gempa susulan dengan skala 4/A.7 yang mengakibatkan kenaikan akti"itas kedua setelah gempa utama.
##
GRAFIK GEMPA SUSULAN GEMPA BENGKULU 5 JUNI 2 180 160 140 120
"umlah gempa susulan
100 80 60 40 20 0 1
3
5
7
9 11 13 1 5 17 19 21 23 25 27 29 3 1 33 35 37 39
Interval waktu 6 jam
Gambar 1.1. Graik gempa susulan gempabumi Bengkulu 5 uni 2
#
DA;(AR PUS(A$A
#. 0olt, 0.+., arthuake, 1.%. Dreeman ` Co San Dransisco, #*<-. . 0ullen, 8.., and 0ruce + 0olt, Hn Introdu%tion to the ol. #, Fo.#, ##*&#<, 0andung #*--. *. smail Sulaiman, "endahuluan Seismologi I) +kademi 4eteorologi dan 2eofisika 3akarta, #*-asil analisa Seismograph S"S$3? 0uletin 4eteorologi dan 2eofisika 3akarta, #*** #-. Prajuto, arakteristik Gempa Bumi Susulan Sukabumi 1 =ebruari 1#82, ni"ersitas ndonesia 3akarta, #*-9. #*. Prayuto, and . Sharka/y, . K $n 4icrotremor K, ndi"idual Study by partcipants at the S, ?sukuba 3apan, #*<. @ichter, C.D., lementar Seismolog) 1.%., Dreeman and Co, San Dransisco and 5ondon, #*A*.
#9
#. Pur/anti, @.@. uliana, -ubungan mpiris /agnitudo Gempabumi dan luasan daerah Isoseismal 'ilaah Selat Sunda dan sekitarna) Dakultas 4atematika dan lmu Pengetahuan +lam ni"ersitas Fasional, 3akarta . @yosuke noue, at al, arthuake motion and ground %onditions, the +rchitectural nstitute of 3apan (+3), ?okyo, #**9 9. Subardjo, at al,
#
RI-A9A( SIN$A( PENULIS
#. '@. 2una/an brahim '@. 2una/an brahim saat ini menjabat sebagai 8epala 0adan 4eteorologi dan 2eofisika (042), karir di 042 dia/alinya sebagai Sekretaris tahun #**A&#. Sebelum menjabat sebagai Sekretaris 042, dia adalah dosen pada 3urusan 2eofisika ` 4eteorologi nstitut ?eknologi 0andung (?0) yang masih dipegang sampai sekarang. Pada tahun #**&#**7 diangkat sebagai 8etua 3urusan 2eofisika ` 4eteorologi ?0 dan sebelumnya tahun #*-A&#** sebagai 8epala 5aboratorium Seismologi. 'oktor bidang 2eofisika di perolehnya dari ni"ersitas 5ouis Pasteur Strasbourg Perancis tahun #*-7 dan Sarjana Strata Satu di 3urusan 2eofisika ` 4eteorologi ?0 tahun #*
#7
2elar Sarjana Strata satu diperoleh dari D4P+ dalam program studi 2eofisika dan menyelesaikan Program Post 2raduate 'iploma in Seismology ('ipl. Seis.) di nternational nstitute of Seismology and arthquake ngineering ?sukuba 3epang. Selain berkarir di 042 pengalaman mengajar pernah dilakukan, antara lain di beberapa S4+ 3akarta, +kademi 4eteorologi dan 2eofisika 3akarta, ni"ersitas 8risna '/ipayana 3akarta, ni"ersitas 4pu ?antular 3akarta dan saat ini menjadi 'osen ?amu di ni"ersitas Fegeri 4anado (F4+).
#A
