analisa percepatan getaran tanah maksimum serta hubungan percepatan getaran tanah dengan intensitas...

8/20/2019 Analisa Percepatan Getaran Tanah Maksimum Serta Hubungan Percepatan Getaran Tanah Dengan Intensitas Di Pu…

1/120

ANALISA PERCEPATAN GETARAN TANAH MAKSIMUM

SERTA HUBUNGAN PERCEPATAN GETARAN TANAH DENGAN

INTENSITAS DI PULAU JAWA MENGGUNAKAN METODE

GUTENBERG RICHTER DAN METODE MUPHY O’BREIN

SKRIPSI

Disusun Oleh :

Rahmat Nurhidayat

115.040.011

JURUSAN TEKNIK GEOFISIKA

FAKULTAS TEKNOLOGI MINERAL

UNIVERSITAS PEMBANGUNAN NASIONAL “VETERAN”

YOGYAKARTA

2011


2/120

ii

HALAMAN PENGESAHAN

ANALISA PERCEPATAN GETARAN TANAH MAKSIMUM SERTA

HUBUNGAN PERCEPATAN GETARAN TANAH DENGAN INTENSITAS

DI PULAU JAWA MENGGUNAKAN METODE GUTENBERG RICHTER

DAN METODE MUR PHY O’BREIN

SKRIPSI

Diajukan sebagai Salah Satu Syarat untuk Memperoleh

Gelar Sarjana Teknik Program S-1

Progam Studi Teknik Geofisika Fakultas Teknologi Mineral

Universitas Pembangunan Nasional “Veteran”

Yogyakarta

Oleh

Rahmat Nurhidayat

115.040.011

Yogyakarta, 13 April 2011

Telah diperiksa dan disetujui oleh:

Pembimbing I Pembimbing II

Ir. Agus Santoso, M.Si

19530816.198803.1.001

Nia Maharani, S.Si, M.Si

280101002891Mengetahui

Ketua

Jurusan Teknik Geofisika

Fakultas Teknologi Mineral

UPN “Veteran” Yogyakarta

Dr. Ir. H. suharsono, MT

19620923.199003.1001


3/120

iii

KATA PENGANTAR

Puji syukur penulis ucapkan kehadirat Allah SWT, karena atas rahmat danhidayah-Nya penulis diberi kesehatan serta kemampuan dalam menyelesaikan

skripsi ini sesuai dengan yang diharapkan. Atas tersusunnya Skirpsi ini penulis

mengucapkan terimakasih terimakasih kepada :

1. Bapak Dr.Ir.H. Suharsono, MT selaku Ketua Prodi Teknik Geofisika UPN

“Veteran” Yogyakarta.

2.

Bapak Ir. Agus Santoso, Msi selaku dosen pembimbing I dalam

penyusunan skripsi ini yang banyak memberikan masukan dan saran

kepada penulis

3. Ibu Nia Maharani, Msi selaku dosen pembimbing II dalam penyusunan

skripsi ini yang sudah meluangkan waktu serta memberikan masukan,

saran dan motivasi kepada penulis.

4. Seluruh Dosen Prodi Teknik Geofisika UPN “Veteran” Yogyakarta yang

telah banyak membagi ilmunya kepada penulis selama dibangku kuliah.

5.

Staff Tata Usaha Prodi Teknik Geofisika UPN “Veteran” Yogyakarta yang

telah banyak membantu penulis dalam urusan administrasi.

6. Teman-teman Geofisika 2004 Apin,Visi, Satria, Dedi, Banria, Memet,

Rico, Babe, dan temen-temen GF04 lainnya yang telah banyak

memberikan motivasi,dan dukungannya

7. Semua pihak yang telah membantu dalam penyusunan Skripsi ini baik

secara langsung maupun tidak langsung.

Akhir kata penulis menyadari masih ada kekurangan dan kesalahan dalam

penulisan Skripsi ini. Oleh karena itu penulis mohon maaf apabila ada kekurangan

atau pihak yang merasa dirugikan dalam penulisan Skripsi ini. Semoga Skripsi ini

bisa bermanfaat bagi kita semua.

Yogyakarta, April, 2011

Penulis

Rahmat Nurhidayat

115.040.011


4/120

iv

ANALISA PERCEPATAN GETARAN TANAH MAKSIMUM

SERTA HUBUNGAN PERCEPATAN GETARAN TANAH DENGAN

INTENSITAS DI PULAU JAWA MENGGUNAKAN METODE

GUTENBERG RICHTER DAN METODE MUR PHY O’BREIN

Oleh :

Rahmat Nurhidayat

115.04.0011

Abstrak

Pulau Jawa merupakan bagian dari satuan seismotektonik busur sangat

aktif dan busur aktif. Guna mewaspadai bencana gempa bumi di kawasan ini perlu

dilakukan suatu kajian mendasar tentang analisa percepatan tanah maksimum,

serta menentukan wilayah-wilayah potensi gempa bumi serta bahaya yang

ditimbulkan. Terbatasnya peralatan jaringan accelerograf yang tidak lengkap dari

segi periode waktu maupun tempatnya menyebabkan penentuan nilai percepatan

getaran tanah maksimum lebih banyak menggunakan pendekatan formula empiris,

di antaranya yaitu dengan menggunakan Metode Guterberg Richter dan Metode

Murphy O’Brein.

Model berdasarkan titik pengukuran di setiap station pengukuran, grid

yang digunakan dalam penelitian ini adalah 0.25° x 0.25° atau sekitar 27.75 Km x27.75 Km yang terdapat 615 titik pengukuran menggunakan data katalog gempa

dari USGS data gempabumi selama 37 tahun, yaitu dari tahun 1973 sampai

dengan tahun 2010 yang meliputi wilayah pulau jawa dan sekitarnya dengan

magnitudo lebih besar dan sama dengan 5.0 SR dengan kedalaman kurang dari 70

km serta dibatasi lintang 6.00° LS - 9.00° LS dan 105.00° BT - 115° BT.

Hasil yang diperoleh berupa peta percepatan getaran tanah maksimum dan

peta intensitas gempa di pulau jawa. Nilai percepatan getaran tanah maksimum

pada metode Guterberg Richter antara 0 -500 cm/sec2 dan pada metode Murphy

O’brein adalah 0 – 1200 Cm/Sec2. Sedangkan nilai intensitas maksimumnya

adalah antara I sampai dengan IX MMI pada metode Guterberg Richter dan IVsampai dengan XI MMI pada metode Murphy O’brein. Selain lebih besar nilai

percepatan getaran tanah dan intensitas maksimumnya pada metode Murphy

O’brein ini sifat maupun karakteristik atenuasinya cenderung lebih kecil dan lebih

stabil dibandingjan dengan peta yang diolah dengan menggunakan metode

Gutenberg Richter, sehingga pada metode Murphy O’brein penyebaran tingkat

resikonya lebih luas dibandingkan dengan metode Gutenberg Richter.

Kata Kunci : PGA (peak ground acceleration) , intensitas MMI, epicenter,

atenuasi, hubungan PGA dan MMI


5/120

v

THE ANALYSIS PEAK GROUND ACCELERATION AND

RELATIONSHIP OF THE INTENSITY WITH PEAK GROUND

ACCELERATION IN JAVA USING METHODS GUTENBERG RICHTER

AND MURPHY O'BRIEN

By:

Rahmat Nurhidayat

115.040.011

Abstract

Java Island is part of the arc seismotectonic unit is very active and active

arc. In order to be aware of the devastating earthquake in this region need to be a

fundamental review of the analysis of maximum peak ground acceleration, and

determine areas of potential earthquakes and the danger posed. The limited

equipments of network accelerograf incomplete in terms of time period or place

cause determination of the peak ground acceleration values more empirical

formula approach, among them is by using the method of Richter and Methods

Guterberg Murphy O'Brien.

Models based on the measurement point at each station of measurement,

the grid is used in this study were 0.25° x 0.25° or approximately 27.75 km x

27.75 km that there are 615 measurement points using the earthquake catalog datafrom the USGS earthquake data for 37 years, is that from 1973 to 2010 which

includes the island of Java and the surrounding area with magnitude greater and

equal to 5.0 SR with a depth of less than 70 km and is limited latitude S 6.00° –

9.00 ° S and 105.00 ° E – 115.00 ° E.

Results obtained in the form of PGA maps and map seismic intensity on

the island of Java. The maximum of peak ground acceleration values on the

Guterberg Richter method between 0 -500 cm/sec2 and on the method of Murphy

O'Brien is 0-1200 cm/sec2. While the value of maximum intensity is between I to

IX MMI on the Guterberg Richter method and IV to XI MMI on the method ofMurphy O'Brien. In addition to higher peak ground acceleration values and

maximum intensity on the method of Murphy O'Brien is the nature of its

attenuation characteristics tend to be smaller and more stable compared to maps

prepared by using the method of Gutenberg Richter, so that by the method of

Murphy O'Brien deployment risk level more broadly comparable with the method

of Gutenberg Richter.

Keywords: PGA (peak ground acceleration), MMI intensity, epicenter,

attenuation, the relationship PGA and MMI


6/120

vi

DAFTAR ISI

Halaman

HALAMAN JUDUL ........................................................................................i

HALAMAN PENGESAHAN ...........................................................................ii

KATA PENGANTAR ......................................................................................iii

ABSTRAK ........................................................................................................iv

ABSTRACT ......................................................................................................v

DAFTAR ISI .....................................................................................................vi

DAFTAR GAMBAR ........................................................................................ix DAFTAR TABEL ............................................................................................xii

DAFTAR LAMPIRAN ....................................................................................xiii

BAB I. PENDAHULUAN

1.1. Latar Belakang Penelitian ................................................................1

1.2. Perumusan masalah ..........................................................................2

1.3. Tujuan Penelitian .............................................................................2

1.4. Batasan Masalah...............................................................................2

BAB II. TINJAUAN PUSTAKA

2.1. Kegempaan Pulau Jawa ....................................................................4

2.1. 1. Kondisi Tektonik Indonesia ................................................4

2.1.2. Tektonik Regional Pulau Jawa ............................................6

2.1.2.1. Tatanan Tektonik Jawa ............................................7

2.1.2.2. Kegempaan Regional Pulau Jawa ...........................10

2.1.2.3. Seismotektonik Regional Pulau Jawa ......................12

2.2. Penelitian Terdahulu ........................................................................13

BAB III. DASAR TEORI

3.1. Teori Gempa Bumi ...........................................................................18

3.1.1. Mekanisme Terjadinya Gempa ............................................19

3.1.2. Teori Tektonik Lempeng .....................................................20

3.1.3. Jenis-Jenis Gempabumi .......................................................22

3.1.4. Parameter Sumber Gempabumi ...........................................24


7/120

vii

3.1.4.1. Episenter................................................................24

3.1.4.2. Kedalaman Hiposenter ..........................................25

3.1.4.3. Magnitudo .............................................................25

3.1.4.4. Waktu kejadian gempa bumi (Origin time) ..........28

3.2. Gelombang Seismik .........................................................................28

3.1.1. Gelombang Badan ................................................................28

3.1.2. Gelombang Permukaan ........................................................31

3.1.2.1. Gelombang Love .....................................................31

3.1.2.2. Gelombang Rayleigh ...............................................33

3.3. Intensitas Gempa Bumi ...................................................................35

3.4. Seismisitas Gempa Bumi .................................................................37

3.5. Percepatan Getaran Tanah Maksimum.............................................37

3.5.1. Metode Mc. Guirre R.K. ........................................................38

3.5.2. Metode Kawashumi (1950) ....................................................39

3.5.3. Metode Gutenberg and Richter (1942 ,1956).........................39

3.5.4. Metode Murphy dan O’Brein .................................................40

3.5.5. Metode Kanai .........................................................................40

3.6. Hubungan Percepatan Getaran Tanah dengan Intensitas

Gempa .............................................................................................42

3.6.1. Gutenberg and Richter (1942 ,1956) ......................................42

3.6.2. Kawasumi (1951) ...................................................................42

3.6.3. Neuman (1954) .......................................................................43

3.6.4. Hershberger (1956) ................................................................43

3.6.5. Medvedev dan Sponhouer (1968) ..........................................43

3.6.6. Ambrasseys (1974) .................................................................433.6.7. Trifumac dan Brady (1975) ....................................................44

3.6.8. Metode Murphy dan O’Brein .................................................44

BAB IV. METODOLOGI PENELITIAN

4.1. Daerah Penelitian .............................................................................45

4.2. Peralatan Penelitian ..........................................................................46

4.3. Deskripsi Data ..................................................................................46

4.4. Pengolahan Data ...............................................................................47


8/120

viii

4.4.1. Penyeragaman magnitudo gempa...........................................47

4.4.2. Perhitungan Intensitas Gempa Bumi ......................................48

4.4.3. Percepatan Getaran Tanah Maksimum ..................................49

4.4.4. Hubungan intensitas dengan percepatan getaran tanah

maksimum ...............................................................................50

4.5. Interpretasi ........................................................................................50

5.6. Diagram Alir Penelitian ...................................................................51

BAB V. HASIL DAN PEMBAHASAN

5.1. Percepatan Getaran Tanah Maksimum.............................................54

5.2. Intensitas Maksimum .......................................................................60

5.3. Perbedaan Pada Metode Gutenberg Richter dan Murphy O’brein ..64

5.3.1. Hubungan Nilai Percepatan Getaran Tanah

Dengan Intensitas ....................................................................64

5.3.2. Hungungan Intensitas Dengan Jarak Epicenter ......................66

5.3.3. Hubungan Percepatan Getaran Tanah Maksimum

Dengan Jarak Epicenter ..........................................................72

BAB VI. KESIMPULAN DAN SARAN

6.1. Kesimpulan .......................................................................................74

6.2. Saran .................................................................................................75

DAFTAR PUSTAKA .......................................................................................76

LAMPIRAN .......................................................................................................80


9/120

ix

DAFTAR GAMBAR

Halaman

Gambar 2.1. Peta tektonik Indonesia (BMG)........................................................ 4

Gambar 2.2.Tumbukan antar lempeng samudera dan lempeng benua ................ 5

Gambar 2.3 Komponen tektonik ideal pada penunjaman tepian

lempeng aktif ......................................................................................................... 6

Gambar 2.4.Tatanan tektonik regional Pulau Jawa .............................................. 8

Gambar 2.5.Blok diagram morfologi kedalaman gempa bumi lajur penunjaman selatan Jawa – Bali ........................................................................... 10

Gambar 2.6. Peta rawan bencana gempa bumi Indonesia .................................... 11

Gambar 2.7. Peta Seismotektonik Jawa dan Bali .................................................. 13

Gambar 2.8. Peta percepatan getaran tanah metode Gutenberg Ricther

wilayah Jawa Bagian Tengah ................................................................................ 14


wilayah Jawa Bagian Timur .................................................................................. 15


wilayah Jawa Bagian Barat ................................................................................... 15

Gambar 2.11. Peta percepatan getaran tanah metode Murphy O’brien

wilayah Jawa Bagian Tengah ................................................................................ 16


wilayah Bagian Timur ........................................................................................... 16


wilayah Jawa Bagian Barat ................................................................................... 17

Gambar 3.1 Proses deformasi batuan yang mengakibatkan terjadinya

gempa bumi ........................................................................................................... 18

Gambar 3.2 Penjalaran Gelombang P ................................................................... 29

Gambar 3.3 Penjalaran Gelombang S ................................................................... 30

Gambar 3.4 Penjalaran Gelombang Love ............................................................. 32

Gambar 3.5 Terbentuknya Gelombang Love ........................................................ 33

Gambar 3.6 Penjalaran Gelombang Reyleigh ....................................................... 33


10/120

x

Gambar 4.1 Peta daerah penelitian........................................................................ 45

Gambar 4.2 Peta sebaran episenter dan magnitudo gempa bumi......................... 47

Gambar 4.3 Peta kedalaman sumber gempa bumi ............................................... 47

Gambar 4.4 Posisi grid titik pengukuran .............................................................. 49

Gambar 4.5 Diagram Alir Penelitian .................................................................... 52

Gambar 4.6 Diagram Alir Pengolahan Data ......................................................... 53

Gambar 5.1 Peta percepatan getaran tanah maksimum Pulau Jawa

menggunakan metode Gutenberg Richter ............................................................. 54


menggunakan metode Muphy O’brein.................................................................. 55

Gambar 5.3: Peta percepatan getaran tanah maksimum Pulau Jawa

Bagian Tengah menggunakan metode Gutenberg Richter .................................... 55


Bagian Tengah menggunakan metode Murphy O’brein ....................................... 56


Bagian Barat menggunakan metode Gutenberg Richter ....................................... 57


Bagian Barat menggunakan metode Murphy O’brein .......................................... 57


Bagian Timur menggunakan metode Guthrnburg Richter .................................... 59


Bagian Timur menggunakan metode Murphy O’brein ......................................... 59

Gambar 5.9 Peta intensitas maksimum dengan metode Gutenberg Richter

pada skala MMI Pulau Jawa ................................................................................. 61

Gambar 5.10 Peta intensitas maksimum dengan metode Murphy O’brein pada skala MMI Pulau Jawa ................................................................................. 61

Gambar 5.11 Grafik hubungan perceptan getaran tanah maksimum dengan

intensitas (MMI) ................................................................................................... 65

Gambar 5.12a. Grafik hubungan intensitas maksimum dengan

jarak epicenter pada intensitas 8 MMI .................................................................. 67

Gambar 5.12b. Grafik hubungan intensitas maksimum dengan

jarak epicenter pada intensitas 8 MMI .................................................................. 67


11/120

xi

Gambar 5.13. Komparasi hubungan intensitas maksimum dengan jarak

epicenter .............................................................................................................. 71

Gambar 5.14. Grafik hubungan PGA dengan jarak epicenter .............................. 73


12/120

xii

DAFTAR TABEL

Halaman

Tabel 3.1 Magnitudo, Efek Karakteristik, Frekuensi Dan Skala MMI

Gempa Bumi .................................................................................................... 35

Tabel 4.1 Tingkat resiko gempa bumi.............................................................. 51

Tabel 5.1. Tingkat resiko gempa bumi berdasarkan nilai

intensitas dan PGA ........................................................................................... 63

Tabel 5.2. Hubungan Intensitas Dengan PGA ................................................. 66

Tabel 5.3. Koreksi Intensitas Terhadap Jarak .................................................. 70


13/120

xiii

DAFTAR LAMPIRAN

LAMPIRAN A DATA KATALOG GEMPA BUMI DARI USGS TAHUN

1973-2009

LAMPIRAN B PENYERAGAMAN MAGNITUDE GEMPA

MENGGUNAKAN MICROSOFT EXCEL 2007

LAMPIRAN C PERHITUNGAN PGA MENGGUNAKAN MICROSOFT

EXCEL 2007

LAMPIRAN D HASIL PENGOLAHAN DATA MENGGUNAKAN METODE

GUTENBERG RICHTER KE GRID 0.25° X 0.25°

LAMPIRAN E HASIL PENGOLAHAN DATA MENGGUNAKAN METODE

MURPHY O’BTRIN KE GRID 0.25° X 0.25°

LAMPIRAN F KOREKSI INTENSITAS MMI DENGAN JARAK

EPICENTER METODE MURPHY O’BREIN

LAMPIRAN G HASIL KOREKSI INTENSITAS MMI DENGAN JARAK

EPICENTER METODE MURPHY O’BREIN

LAMPIRAN H PETA SEISMISITAS PULAU JAWA TAHUN DATA USGS

1973-2010

LAMPIRAN I PETA KEDALAMAN GEMPA JAWA TAHUN DATA USGS

1973-2010

LAMPIRAN J TITIK STASIUN PENGUKURAN DI PULAU JAWA 0.25° X

0.25°

LAMPIRAN K PETA KONTUR PGA PULAU JAWA MENGGUNAKAN

METODE GUTENBERG RICHTER

LAMPIRAN L PETA KONTUR PGA PULAU JAWA MENGGUNAKANMETODE MUPHY O’BREIN

LAMPIRAN M PETA INTENSITAS MAKSIMUM PULAU JAWA

MENGGUNAKAN METODE GUTENBERG RICHTER

LAMPIRAN N PETA INTENSITAS MAKSIMUM PULAU JAWA

MENGGUNAKAN METODE MUPHY O’BREIN


14/120

xiv

LAMPIRAN O TABEL TINGKAT RESIKO GEMPA BUMI BERDASARKAN

NILAI INTENSITAS DAN PGA METODE GUTENBERG

RICTER

LAMPIRAN P TABEL TINGKAT RESIKO GEMPA BUMI BERDASARKAN

NILAI INTENSITAS DAN PGA METODE MURPHY

O’BREIN


15/120

1

BAB I

PENDAHULUAN

1.1. Latar Belakang

Pulau Jawa merupakan wilayah Indonesia yang paling padat penduduk dan

infrastrukturnya. Berdasarkan tatanan seismotektoniknya, Pulau Jawa ini

merupakan bagian dari satuan seismotektonik busur sangat aktif dan busur aktif.

Guna mewaspadai bencana gempa bumi di kawasan ini perlu dilakukan suatu

kajian mendasar tentang analisa percepetan getaran tanah maksimum, serta

menentukan wilayah-wilayah potensi gempa bumi serta bahaya yang ditimbulkan.

Risiko bahaya gempa bumi sangat ditentukan oleh kepadatan penduduk dan

infrastruktur di suatu wilayah yang telah dinyatakan rawan bencana dan risiko

gempa bumi.

Dalam kegiatan analisa percepatan tanah ini terdapat dua kegiatan yaitu

pengambilan data dan pengolahan data. Kemajuan teknologi telah menghasilkan

data-data bawah permukaan yang dapat menampilkan gambaran bawah

permukaan dengan keakurasian yang tinggi berupa data-data seismisitas salah

satunya, sehingga dengan adanya data ini maka dapat digunakan untuk

mengetahui nilai percepetan tanah di wilayah Pulau Jawa.

Percepatan getaran tanah maksimum adalah nilai terbesar percepatan

tanah pada suatu tempat akibat getaran gempa bumi dalam periode waktu tertentu.

Percepatan getaran tanah maksimum merupakan salah satu parameter yang sering

digunakan dalam mengestimasi tingkat kerusakan tanah akibat goncangan gempa.

Percepatan tanah di suatu daerah dapat diukur langsung dengan accelerograf atau

strongmotion seismograf yang dipasang pada tempat tersebut atau dengan

pendekatan formula empiris. Terbatasnya peralatan jaringan accelerograf yang

tidak lengkap dari segi periode waktu maupun tempatnya menyebabkan penentuan

nilai percepatan getaran tanah maksimum lebih banyak menggunakan pendekatan

formula empiris, diantaranya yaitu dengan menggunakan Metode Gutenberg

Richter dan Metode Murphy O’Brein.


16/120

2

1.2. Perumusan Masalah

Pulau Jawa merupakan bagian dari satuan seismotektonik aktif dan terletak

di jalur subduksi sehingga sangat berpotensi untuk terjadinya gempa bumi. Oleh

karena itu, dalam skripsi ini rumusan masalah yang dibahas adalah menentukan

besarnya nilai intensitas gempa bumi dan percepatan tanah maksimum di wilayah

Pulau Jawa dilihat dari besarnya nilai percepatan getaran tanah maksimum atau

PGA ( Peak Ground Acceleration) di daerah tersebut berdasarkan parameter

gempa bumi berupa episenter, hiposenter dan magnitudo, serta bagaimana

hubungan nilai percepatan getaran tanah maksimum terhadap intensitas gempa

bumi menggunakan Metode Gutenberg Richter dan Metode Murphy O’Brein.

1.3. Tujuan Penelitian

1.

Tujuan penelitian ini adalah untuk mengetahui nilai percepatan getaran

tanah maksimum di tiap-tiap daerah rawan gempa serta tingkat resiko

akibat gempa bumi di pulau Jawa dengan menggunakan metode Gutenberg

Richter dan metode Murphy O’brein,

2. Mencari hubungan nilai percepatan tanah maksimum dengan intensitas

dalam skala MMI (Modified Mercalli Intensity), dan

3.

Untuk menggali perbedaan pada kedua metode tersebut.

1.4. Batasan Masalah

Dalam penelitian ini dilakukan beberapa batasan masalah, yaitu:

1. Perhitungan PGA bersifat matematis dengan asumsi bahwa sumber gempa

bumi berupa point source, serta asumsi bahwa kondisi tanah adalah

bersifat homogen.

2.

Model berdasarkan katalog gempa bumi dari USGS data gempa bumi 37

tahun terakhir, yaitu dari tahun 1973 sampai dengan tahun 2010 yang

meliputi wilayah Pulau Jawa dan sekitarnya, dengan magnitudo lebih besar

dan sama dengan 5.0 SR, dengan kedalaman kurang dari 70 km serta

dibatasi lintang 6.00° LS - 9.00° LS dan 105.00° BT - 115° BT dengan

menggunakan metode Gutenberg Richter dan metode Murphy O’Brein.


17/120

3

3. Meneliti dan menganalisa hubungan percepatan getaran tanah maksimum

dengan intensitas pada skala MMI (Modified Mercalli Intensity) dengan

pendekatan menggunakan rumus empiris pada kedua metode tersebut.


18/120

4

BAB II

TINJAUAN PUSTAKA

2.1. Kegempaan Pulau Jawa

2.1.1. Kondisi Tektonik Indonesia

Indonesia merupakan jalur pertemuan tiga lempeng besar (triple junction

plate convergence) yaitu Lempeng Indo-Australia, yang relative bergerak ke

utara, Lempeng Eurasia, yang relatif bergerak ke selatan, dan Lempeng Pasifik

yang relatif bergerak ke Barat Laut (gambar 2.1). Pertemuan antar lempeng

menyebabkan sering terjadi gempa bumi karena tumbukan atau pergeseran

lempeng (gambar 2.2). Oleh karena itu, Indonesia merupakan daerah yang secara

tektonik bersifat labil (terutama di wilayah Indonesia tengah) dan merupakan

kawasan pingir benua yang paling aktif di dunia.

Gambar 2.1. Peta tektonik Indonesia (BMG)


19/120

5

Gambar 2.2. Tumbukan antar lempeng samudera dan lempeng benua

(www.indogeoart.com).

Di bagian tengah kerak samudera India ini terbentuk suatu jalur lurus yang

disebut Mid Oceanic Ridge (Pematang Tengah Samudra), sedangkan di bagian

timurnya atau sebelah barat terbentuk jalur punggungan lurus utara – selatan yangdisebut Ninety East Ridge (letaknya hampir berimpit dengan bujur 90 timur)

merupakan daerah mineralisasi (Usman, 2006). Bagian yang dalam membentuk

cekungan kerak samudera yang terisi oleh sedimen yang berasal dari dataran India

membentuk Bengal Fan hingga ke perairan Nias dengan ketebalan sedimen antara

2.000 – 3.000 meter (Ginco, 1999). Daerah Pematang Tengah Samudra pada

Lempeng Indo-Australia merupakan implikasi dari proses Sea Floor Spereading

(Pemekaran Lantai Samudera) yang mencapai puncaknya pada Miosen Akhir

dengan kecepatan 6-7 cm/tahun, sebelumnya pada Oligosen awal hanya 5

cm/tahun (Katili, 2008).

Pada gambar 2.3 memperlihatkan bentuk ideal geomorfologi pada tepian

lempeng aktif adalah mengikuti proses-proses penunjaman yaitu palung samudera

(trench), prisma akresi (accretionary prism), punggungan busur muka ( forearc

ridge), cekungan busur muka ( forearc basin), busur gunungapi (volcanic arc), dan


20/120

6

cekungan busur belakang (backarc basin). Busur gunung api dan cekungan busur

belakang lazimnya berada di bagian daratan atau kontinen (Lubis et al, 2007).

Gambar 2.3. Komponen tektonik ideal pada penunjaman tepian lempeng aktif

(Hamilton, 1979)

2.1.2 Tektonik Regional Pulau Jawa

Tektonik regional wilayah Pulau Jawa dikontrol oleh tektonik tunjaman

selatan Pulau Jawa. Akibat tunjaman tersebut terbentuk struktur-struktur geologi

regional di wilayah daratan Pulau Jawa. Struktur tersebut dapat diamati di daratan

Pulau Jawa bagian barat hingga bagian timur, diantaranya Sesar Banten, Sesar

Cimandiri, Sesar Citarik, Sesar Baribis, Sesar Citanduy, Sesar Bumiayu, Sesar

Kebumen – Semarang - Jepara, Sesar Lasem, Sesar Rawapening, Sesar Opak,

Sesar Pacitan, Sesar Wonogiri, Sesar Pasuruan, dan Sesar Jember.


21/120

7

2.1.2.1. Tatanan Tektonik Jawa

Perkembangan tektonik pulau Jawa dapat dipelajari dari pola-pola

struktur geologi dari waktu ke waktu. Struktur geologi yang ada di PulauJawa memiliki pola-pola yang teratur. Secara geologi Pulau Jawa

merupakan suatu komplek sejarah penurunan basin, pensesaran, perlipatan

dan vulkanisme di bawah pengaruh stress regime yang berbeda-beda dari

waktu ke waktu. Secara umum, ada tiga arah pola umum struktur yaitu

arah Timur Laut – Barat Daya (NE-SW) yang disebut pola Meratus, arah

Utara – Selatan (N-S) atau pola Sunda dan arah Timur – Barat (E-W).

Perubahan jalur penunjaman berumur kapur yang berarah Timur Laut –

Barat Daya (NE-SW) menjadi relatif Timur – Barat (E-W) sejak era

Oligosen sampai sekarang telah menghasilkan tatanan geologi Tersier di

Pulau Jawa yang sangat rumit, disamping mengundang pertanyaan

bagaimanakah mekanisme perubahan tersebut. Kerumitan tersebut dapat

terlihat pada unsur struktur Pulau Jawa dan daerah sekitarnya.

Pola meratus di bagian barat terekspresikan pada sesar cimandiri,

di bagian tengah terekspresikan dari pola penyebaran singkapan batuan pra-tersier di daerah karang sambung. Sedangkan di bagian timur

ditunjukkan oleh sesar pembatas cekungan pati, “florence” timur,

“central deep”. Cekungan tuban dan juga tercermin dari pola konfigurasi

tinggian karimun jawa, tinggian bawean dan tinggian masalembo. Pola

meratus tampak lebih dominan terekspresikan di bagian timur.

Pola Sunda berarah Utara-Selatan, di bagian barat tampak lebih

dominan sementara perkembangan ke arah timur tidak terekspresikan.

Ekspresi yang mencerminkan pola ini adalah pola sesar-sesar pembatas

Cekungan Asri, Cekungan Sunda dan Cekungan Arjuna. Pola Sunda pada

Umumnya berupa struktur regangan. Pola Jawa di bagian barat ini diwakili

oleh sesar-sesar naik seperti sesar Beribis dan sesar-sesar dalam Cekungan

Bogor. Di bagian tengah tampak pola dari sesar-sesar yang terdapat pada

zona Serayu Utara dan Serayu Selatan. Di bagian Timur ditunjukkan oleh

arah Sesar Pegunungan Kendeng yang berupa sesar naik. Dari data


22/120

8

stratigrafi dan tektonik diketahui bahwa pola meratus merupakan pola

yang paling tua. Sesar-sesar yang termasuk dalam pola ini berumur kapur

sampai paleosen dan tersebar dalam jalur tinggian Karimun Jawa menerus

melalui Karang Sambung hingga di daerah Cimandiri Jawa Barat. Sesar

ini teraktifkan kembali oleh aktivitas tektonik yang lebih muda. Pola

Sunda lebih muda dari pola Meratus. Data seismik menunjukkan Pola

Sunda telah mengaktifkan kembali sesar-sesar yang berpola meratus pada

eosen akhir hingga oligosen akhir.

Gambar 2.4. Tatanan tektonik regional Pulau Jawa

(www.lasonearth.files.wordpress.com)

Pola Jawa menunjukkan pola termuda dan mengaktifkan kembali seluruh

pola yang telah ada sebelumnya (Pulunggono, 1994). Data seismik menunjukkan

bahwa pola sesar naik dengan arah barat-timur masih aktif hingga sekarang.

Fakta lain yang harus dipahami ialah bahwa akibat dari pola struktur dan

persebaran tersebut dihasilkan cekungan-cekungan dengan pola yang tertentu

pula. Penampang stratigrafi yang diberikan oleh Kusumadinata, 1975 dalam


23/120

9

Pulunggono, 1994 menunjukkan bahwa ada dua kelompok cekungan yaitu

cekungan Jawa Utara bagian barat dan cekungan Jawa Utara bagian timur yang

terpisahkan oleh tinggian Karimun Jawa.

Kelompok cekungan Jawa Utara bagian barat mempunyai bentuk geometri

memanjang relative Utara-Selatan dengan batas cekungan berupa sesar-sesar

dengan arah utara selatan dan Timur-Barat. Sedangkan cekungan yang terdapat di

kelompok cekungan Jawa Utara Bagian Timur umumnya mempunyai geometri

memanjang timur-barat dengan peran struktur yang berarah timur-barat lebih

dominan.

Pada akhir cretasius terbentuk zona penunjaman yang terbentuk di daerah

Karang sambung menerus hingga pegunungan meratus di Kalimantan. Zona ini

membentuk struktur kerangka struktur geologi yang berarah timur laut-barat daya.

Kemudian selama tersier pola ini bergeser sehingga zona penunjaman ini berada

di sebelah selatan Pulau Jawa. Pada pola ini struktur yang terbentuk berarah

timur-barat.

Tumbukkan antara lempeng Asia dengan lempeng Australia menghasilkan

gaya utama kompresi Utara-Selatan. Gaya ini membentuk pola sesar geser

(oblique wrench fault) dengan arah barat laut-tenggara, yang kurang lebih searah

dengan pola pegunungan akhir cretasisus.

Pada periode Pliosen-Pleistosen arah tegasan utama masih sama, Utara-

Selatan. Aktifitas tektonik periode ini menghasilkan pola struktur naik dan lipatan

dengan arah timur-barat yang dapat dikenali di Zona Kendeng. Meskipun secara

regional seluruh Pulau Jawa mempunyai perkembangan tektonik yang sama,

tetapi karena pengaruh dari jejak-jejak tektonik yang lebih tua yang mengontrol

struktur batuan dasar, khususnya pada perkembangan tektonik yang lebih muda,

terdapat perbedaan antara Jawa Barat, Jawa Tengah dan Jawa Timur.


24/120

10

2.1.2.2. Kegempaan Regional Pulau Jawa

Kegempaan regional wilayah Jawa dapat dibagi atas dua kelompok

kegempaan, yakni kegempaan lajur tunjaman selatan Jawa dan kegempaan lajursesar aktif Jawa. Gempa bumi lajur tunjaman Jawa dijumpai berkedalaman

dangkal hingga dalam (0 – 400 km) (Gambar 2.5).

Gambar 2.5. Blok diagram morfologi kedalaman gempa bumi Lajur penunjaman

selatan Jawa – Bali (Soehaimi, 2008).

Gempa bumi di lajur tunjaman ini umumnya tercatat berkekuatan >4 SR. Gempa

bumi berkekuatan besar di wilayah Jawa ini dapat mencapai 8,5 SR, terutama di

Jawa bagian barat, sedangkan yang berkekuatan 5 – 6 SR sering terjadi di wilayah

Jawa bagian selatan (NEIC, USGS, 2006). Wilayah Jawa ini merupakan daerah

rawan bencana gempa bumi Indonesia No. VI, VII, VIII, dan IX (Puslitbang

Geologi, 2004) (gambar 2.6). Gempa bumi lajur tunjaman ini umumnya

memperlihatkan mekanisme gempa bumi sesar naik, gempa bumi bermekanisme


25/120

11

sesar normal dapat juga terjadi pada lajur ini, terutama pada kedalaman >300 km

di sebelah utara Jawa. Gempa bumi dengan mekanisme normal tersebut

disebabkan oleh proses peregangan (extension) pada lajur di bawah rumpang

gempa bumi ( seismic gap).

Gambar 2.6. Peta rawan bencana gempa bumi Indonesia (Soehaimi, 2008).

Gempa bumi berkedalaman dangkal (


26/120

12

2.1.2.3. Seismotektonik Regional Pulau Jawa

Seismotektonik merupakan ilmu pegetahuan yang mempelajari tentang

hubungan antara tektonik, khususnya struktur geologi dengan kejadian gempa bumi (seismogenetik) serta bahaya yang diikutinya (Pavoni, 1987). Berdasarkan

kondisi hubungan antara tektonik dan kegempaannya, Pulau Jawa dapat dibagi

menjadi dua lajur seismotektonik, yakni lajur seismotektonik tunjaman selatan

Jawa dan lajur seismotektonik sesar sesar aktif daratan Jawa (Gambar 2.7).

Karakteristik lajur seismotektonik tunjaman selatan Jawa ini merupakan bagian

dari lempeng tektonik Samudra Hindia – Australia yang menunjam di bawah

bagian lempeng tektonik Benua Asia – Eropa. Berdasarkan penampakan

morfologi kedalaman kegempaannya, lajur tunjaman selatan Jawa ini dapat dibagi

atas enam lajur, yakni Lajur Selat Sunda, Lajur Jawa Barat Bagian Barat, Lajur

Jawa Barat Bagian Timur - Jawa Tengah Bagian Barat, Lajur Jawa Tengah Bagian

Timur-Jawa Timur Bagian Barat, Lajur Jawa Timur Bagian Timur - Madura, dan

Lajur Bali. Batas antara lajur satu dengan lajur lainnya diperlihatkan oleh

perbedaan sudut kemiringan tunjamannya dari satu tempat ke tempat lainnya dan

disebut sebagai rumpang gempa bumi mendatar. Dari wilayah Jawa bagian barat

hingga Jawa bagian timur sudut tunjaman tersebut makin tegak. Rumpang gempa

bumi tegak pada lajur tunjaman ini juga dapat ditemui pada kedalaman bervariasi

antara 250 - 350 km. Lajur seismotektonik sesar aktif daratan Jawa berkaitan erat

dengan keberadaan struktur sesar aktif, diantaranya lajur seismotektonik sesar

aktif Banten, lajur seismotektonik sesar aktif Cimandiri, lajur seismotektonik

sesar aktif Citarik, lajur seismotektonik sesar aktif Baribis, lajur seismotektonik

sesar aktif Citanduy, lajur seismotektonik sesar aktif Bumiayu, Lajur

seismotektonik Kebumen – Semarang - Jepara, lajur seismotektoniksesar aktif

Lasem, lajur seismotektonik sesar aktif Rawapening, lajur seismotektonik sesar

aktif Opak, lajur seismotektonik sesar aktif Pacitan, lajur seismotektonik sesar

aktif Wonogiri, lajur seismotektonik sesar aktif Pasuruan, dan lajur

seismotektonik sesar aktif Jember.


27/120

13

Gambar 2.7. Peta Seismotektonik Jawa dan Bali (Soehaimi, 2005)

Skala 1 : 2.750.000

2.2. Penelitian Terdahulu

Perhitungan tingkat bahaya gempa bumi ditujukan untuk mengetahui

seberapa besar tingkat bahaya yang ditimbulkan jika terjadi gempa bumi

khususnya terhadap bangunan. Perhitungan ini melibatkan parameter-parameter

yang terkait dengan percepatan getaran tanah maksimum atau PGA ( PeakGround Acceleration), ataupun intensitas gempa bumi. Perhitungan yang

dilakukan bisa dengan metode deterministik maupun probabilistik.

Perhitungan tingkat bahaya gempa bumi dengan metode probabilistik

pertama kali diperkenalkan oleh Cornell (1968). Metode ini lalu berkembang

cukup pesat dan banyak digunakan untuk menghitung tingkat bahaya gempa bumi

pada daerah yang memiliki bangunan vital seperti pembangkit tenaga listrik,

bendungan dan lain-lain. Mc Guirre (1976) membuat program komputer EQRISK


28/120

14

untuk menghitung bahaya gempa berdasarkan paper Cornell (1968). Beberapa

peneliti menggunakan metode probabilistik untuk memetakan tingkat bahaya

gempa bumi pada suatu area tertentu, misalnya Adnan et al. (2005) yang

menghitung PGA di semenanjung Malaysia. Suckale et al.(2005) juga

menggunakan metode probabilistik untuk menghitung nilai PGA di kepulauan

Republik Vanuatu.

Penelitian mengenai tingkat bahaya gempa bumi untuk Indonesia dan

khususnya Jawa sebelumnya telah dilakukan oleh PT. Reasuransi Internasional

Indonesia dan peneliti dari Badan Meteorologi dan Geofisika (2001) yang telah

melakukan perhitungan percepatan getaran tanah secara empiris dengan

menggunakan beberapa metode yaitu metode O’brien, metode Ricther. Hasil dari

penelitian tersebut diantaranya untuk metode Richter mendapatkan nilai

percepatan getaran tanah maksimum wilayah Jawa Tengah dan DIY sekitar 100 –

400 cm/sec2 (gambar 2.8), dan untuk wilayah Jawa Timur 200 – 300 cm/sec2

(gambar 2.9), serta 100 – 600 cm/sec2 pada wilayah Jawa Barat (gambar 2.10).

Dan hasil untuk nilai percepatan getaran tanah dengan menggunakan metode

O’Brein didapatkan nilai percepatan tanah maksimum 100 – 400 cm/sec2 pada

wilayah Jawa bagian tengah (gambar 2.11), dan 100 – 900 cm/sec2 pada wilayah

Jawa bagian timur (gambar 2.12) dan 100 – 1000 cm/sec2 pada wilayah Jawa

bagian barat (gambar 2.13).


29/120

15

Gambar 2.8. Peta percepatan getaran tanah metode Gutenberg Ricther wilayah

Jawa Bagian Tengah

(http://www.reindo.co.id/gempa/Percepatan/richter/jateng.html)


Jawa Bagian Timur

(http://www.reindo.co.id/gempa/Percepatan/richter/jatim.html)


30/120

16


Jawa Bagian Barat (http://www.reindo.co.id/gempa/Percepatan/richter/jabar.html)

Gambar 2.11. Peta percepatan getaran tanah metode Murphy O’brien wilayah

Jawa Bagian Tengah

(http://www.reindo.co.id/gempa/Percepatan/obrien/jateng_obrien.html)


31/120

17


Bagian Timur

(http://www.reindo.co.id/gempa/Percepatan/obrien/jatim_obrien.html)


Jawa Bagian Barat

(http://www.reindo.co.id/gempa/Percepatan/obrien/jabar_obrien.html)


32/120

18

BAB III

LANDASAN TEORI

3.1. Teori Gempa Bumi

Menurut Teori Elastic Rebound yang dinyatakan oleh Seismolog Amerika,

Reid, (Bullen, 1965; Bolt 1985) menyatakan bahwa gempa bumi merupakan

gejala alam yang disebabkan oleh pelepasan energi regangan elastis batuan, yang

disebabkan adanya deformasi batuan yang terjadi pada lapisan lithosfer.

Deformasi batuan terjadi akibat adanya tekanan ( stress) dan regangan ( strain)

pada lapisan bumi. Tekanan atau regangan yang terus-menerus menyebabkan

daya dukung pada batuan akan mencapai batas maksimum dan mulai terjadi

pergeseran dan akhirnya terjadi patahan secara tiba-tiba. Mekanisme gempa bumi

dapat dijelaskan secara singkat sebagai berikut:

Jika terdapat 2 buah gaya yang bekerja dengan arah berlawanan pada

batuan kulit bumi, batuan tersebut akan terdeformasi, karena batuan mempunyai

sifat elastis. Bila gaya yang bekerja pada batuan dalam waktu yang lama dan terus

menerus, maka lama kelamaan daya dukung pada batuan akan mencapai batas

maksimum dan akan mulai terjadi pergeseran. Akibatnya batuan akan mengalami

patahan secara tiba-tiba sepanjang bidang fault (gambar 3.1). Setelah itu batuan

akan kembali stabil, namun sudah mengalami perubahan bentuk atau posisi. Pada

saat batuan mengalami gerakan yang tiba-tiba akibat pergeseran batuan, energi

stress yang tersimpan akan dilepaskan dalam bentuk getaran yang kita kenal

sebagai gempa bumi.


33/120

19

Gambar 3.1. Proses deformasi batuan yang mengakibatkan terjadinya

gempa bumi (Bolt 1985).

Garis putus-putus merupakan garis imajiner yang menunjukkan posisi batuan sebelum dan sesudah daya dukung batuan terlampaui. Garis merah

horizontal pada akhir proses deformasi merupakan bidang sesar yang terjadi (Bolt

1988).

3.1.1. Mekanisme Terjadinya Gempa

Gempa bumi tektonik terjadi dimulai dengan adanya proses akumulasi

energi yang diakibatkan oleh pergerakanm lempeng. Pada daearah pertemuan

lempeng timbul suatu tegangaan yang diakibatkan oleh tumbukan dan pergeseran

antar lempeng yang mempunyai sifat – sifat elastis batuan. Tegangan pada batuan

akan berkumpul terus – menerus sehingga pada suatu saat sesuai dengan

karekteristik batuannya akan sampai pada titik patah, pada saat tersebut energi yang

terkumpul selama terjadi proses tegangan akan dilepaskan berupa deformasi

batuan atau patahan. Energi yang dilepaskan ke segala arah berupa gelombanggempa bumi.

Pada umumnya gempa bumi terjadi pada batas lempeng dan pada daerah

patahan aktif. Suatu titik di sepanjang sesar tempat mulainya gempa disebut fokus

atau hyposenter dan tititk di permukaan bumi yang tepat di atasnya disebut

episenter.

Gempa bumi adalah rangkaian gelombang getaran atau kejutan ( shock

wave) yang berasal dari suatu tempat dalam mantel atau kerak bumi. Seorang

Seismolog Amerika, Reid (Bullen, 1965; Bolt 1985) mengemukakan suatu teori

yang menjelaskan mengenai bagaimana umumnya gempa bumi terjadi. Teori ini

dikenal dengan nama “ Elastic Rebound Theory”. Menurut teori ini gempa bumi

terjadi pada daerah atau area yang mengalami deformasi. Energi yang tersimpan

dalam deformasi ini berbentuk elastis strain dan akan terakumulasi sampai daya

dukung batuan mencapai batas maksimum, hingga akhirnya menimbulkan rekahan


34/120

20

atau patahan. Mekanisme gempa bumi dapat dijelaskan secara singkat sebagai

berikut:

Jika terdapat dua buah gaya yang bekerja dengan arah berlawanan pada batuan kulit bumi, batuan tersebut akan terdeformasi, karena batuan mempunyai

sifat elastis. Bila gaya yang bekerja pada batuan dalam waktu yang lama dan

terus menerus, maka lama kelamaan daya dukung pada batuan akan mencapai

batas maksimum dan akan mulai terjadi pergeseran. Akibatnya batuan akan

mengalami patahan secara tiba-tiba sepanjang bidang fault (gambar 3.1). Setelah

itu batuan akan kembali stabil, namun sudah mengalami perubahan bentuk atau

posisi. Pada saat batuan mengalami gerakan yang tiba-tiba akibat pergeseran

batuan, energi stress yang tersimpan akan dilepaskan dalam bentuk getaran yang

kita kenal sebagai gempa bumi.

Dari penjelasan di atas (gambar 3.1) syarat terjadinya gempa bumi antara lain:

1. Distribusi stress

2. Pembangunan stress

3. Adanya pergerakan relatif bumi

3.1.2. Teori Tektonik Lempeng

Teori Tektonik Lempeng berasal dari hipotesis continental drift yang

dikemukakan Alfred Wegener tahun 1912. Dan dikembangkan lagi dalam

bukunya The Origin of Continents and Oceans terbitan tahun 1915. Ia

mengemukakan bahwa benua-benua yang sekarang ada dulu adalah satu bentang

muka yang bergerak menjauh sehingga melepaskan benua-benua tersebut dari inti

bumi seperti 'bongkahan es' dari granit yang bermassa jenis rendah yang

mengambang di atas lautan basal yang lebih padat. Namun, tanpa adanya bukti

terperinci dan perhitungan gaya-gaya yang dilibatkan, teori ini dipinggirkan.

Mungkin saja bumi memiliki kerak yang padat dan inti yang cair, tetapi

tampaknya tetap saja tidak mungkin bahwa bagian-bagian kerak tersebut dapat

http://id.wikipedia.org/wiki/Teori_Continental_Drifthttp://id.wikipedia.org/wiki/Teori_Continental_Drifthttp://id.wikipedia.org/wiki/Alfred_Wegenerhttp://id.wikipedia.org/wiki/Granithttp://id.wikipedia.org/w/index.php?title=Basal&action=edit&redlink=1http://id.wikipedia.org/w/index.php?title=Basal&action=edit&redlink=1http://id.wikipedia.org/wiki/Granithttp://id.wikipedia.org/wiki/Alfred_Wegenerhttp://id.wikipedia.org/wiki/Teori_Continental_Drift


35/120

21

bergerak-gerak. Di kemudian hari, dibuktikanlah teori yang dikemukakan geolog

Inggris Arthur Holmes tahun 1920 bahwa tautan bagian-bagian kerak ini

kemungkinan ada di bawah laut. Terbukti juga teorinya bahwa arus konveksi di

dalam mantel bumi adalah kekuatan penggeraknya.

Bukti pertama bahwa lempeng-lempeng itu memang mengalami

pergerakan didapatkan dari penemuan perbedaan arah medan magnet dalam

batuan-batuan yang berbeda usianya. Penemuan ini dinyatakan pertama kali pada

sebuah simposium di Tasmania tahun 1956. Mula-mula, penemuan ini

dimasukkan ke dalam teori ekspansi bumi, namun selanjutnya justeru lebih

mengarah ke pengembangan teori tektonik lempeng yang menjelaskan pemekaran

(spreading) sebagai konsekuensi pergerakan vertikal (upwelling) batuan, tetapi

menghindarkan keharusan adanya bumi yang ukurannya terus membesar atau

berekspansi (expanding earth) dengan memasukkan zona subduksi/hunjaman

(subduction zone), dan sesar translasi (translation fault). Pada waktu itulah teori

tektonik lempeng berubah dari sebuah teori yang radikal menjadi teori yang

umum dipakai dan kemudian diterima secara luas di kalangan ilmuwan. Penelitian

lebih lanjut tentang hubungan antara seafloor spreading dan balikan medan

magnet bumi ( geomagnetic reversal) oleh geolog Harry Hammond Hess dan

oseanograf Ron G. Mason menunjukkan dengan tepat mekanisme yang

menjelaskan pergerakan vertikal batuan yang baru.

Seiring dengan diterimanya anomali magnetik bumi yang ditunjukkan

dengan lajur-lajur sejajar yang simetris dengan magnetisasi yang sama di dasar

laut pada kedua sisi mid-oceanic ridge, tektonik lempeng menjadi diterima secara

luas. Kemajuan pesat dalam teknik pencitraan seismik mula-mula di dalam dan

sekitar zona Wadati-Benioff dan beragam observasi geologis lainnya tak lama

kemudian mengukuhkan tektonik lempeng sebagai teori yang memiliki

kemampuan yang luar biasa dalam segi penjelasan dan prediksi.

Penelitian tentang dasar laut dalam, sebuah cabang geologi kelautan yang

berkembang pesat pada tahun 1960-an memegang peranan penting dalam

pengembangan teori ini. Sejalan dengan itu, teori tektonik lempeng juga

http://id.wikipedia.org/w/index.php?title=Arthur_Holmes&action=edit&redlink=1http://id.wikipedia.org/wiki/Medan_magnethttp://id.wikipedia.org/w/index.php?title=Teori_ekspansi_bumi&action=edit&redlink=1http://id.wikipedia.org/wiki/Zona_subduksihttp://id.wikipedia.org/w/index.php?title=Seafloor_spreading&action=edit&redlink=1http://id.wikipedia.org/w/index.php?title=Geomagnetic_reversal&action=edit&redlink=1http://id.wikipedia.org/w/index.php?title=Geomagnetic_reversal&action=edit&redlink=1http://id.wikipedia.org/w/index.php?title=Harry_Hammond_Hess&action=edit&redlink=1http://id.wikipedia.org/w/index.php?title=Ron_G._Mason&action=edit&redlink=1http://id.wikipedia.org/wiki/Mid-oceanic_ridgehttp://id.wikipedia.org/w/index.php?title=Zona_Wadati-Benioff&action=edit&redlink=1http://id.wikipedia.org/wiki/Geologi_kelautanhttp://id.wikipedia.org/wiki/Geologi_kelautanhttp://id.wikipedia.org/w/index.php?title=Zona_Wadati-Benioff&action=edit&redlink=1http://id.wikipedia.org/wiki/Mid-oceanic_ridgehttp://id.wikipedia.org/w/index.php?title=Ron_G._Mason&action=edit&redlink=1http://id.wikipedia.org/w/index.php?title=Harry_Hammond_Hess&action=edit&redlink=1http://id.wikipedia.org/w/index.php?title=Geomagnetic_reversal&action=edit&redlink=1http://id.wikipedia.org/w/index.php?title=Seafloor_spreading&action=edit&redlink=1http://id.wikipedia.org/wiki/Zona_subduksihttp://id.wikipedia.org/w/index.php?title=Teori_ekspansi_bumi&action=edit&redlink=1http://id.wikipedia.org/wiki/Medan_magnethttp://id.wikipedia.org/w/index.php?title=Arthur_Holmes&action=edit&redlink=1


36/120

22

dikembangkan pada akhir 1960-an dan telah diterima secara cukup universal di

semua disiplin ilmu, sekaligus juga membaharui dunia ilmu bumi dengan

memberi penjelasan bagi berbagai macam fenomena geologis dan juga

implikasinya di dalam bidang lain seperti paleogeografi dan paleobiologi.

3.1.3. Jenis-Jenis Gempabumi

Menurut sumber terjadinya gempa, Hoernes (Subardjo, 2001)

mengelompokan menjadi :

1. Gempa bumi vulkanik (Volcanic Earthquake), ialah gempa bumi yang

terjadi karena adanya aktifitas vulkanik.

2. Gempa bumi terban/runtuhan (Collapse Earthquake), yaitu gempa bumi

yang terjadi karena adanya runtuhan atau longsoran dari massa batuan.

3. Gempa bumi buatan, yaitu gempa bumi yang terjadi karena adanya

ledakan dinamit atau ledakan nuklir.

4. Gempa bumi tektonik (Tectonic Earthquake), yaitu gempa bumi yang

terjadi karena adanya gejala tektonik alam misalnya adanya pergeseran

lempeng benua atau sesar.

Berdasarkan dalamnya sumber gempa, Howell (1969)

mengelompokan gempa bumi menjadi :

1. Gempa bumi dangkal, dengan kedalaman hiposenternya kurang dari

70 km di bawah permukaan bumi.

2. Gempa bumi menengah, dengan kedalaman hiposenter antara 70 –


3. Gempa bumi dalam, dengan kedalaman hiposenternya lebih dari 300 –


http://id.wikipedia.org/w/index.php?title=Paleogeografi&action=edit&redlink=1http://id.wikipedia.org/w/index.php?title=Paleobiologi&action=edit&redlink=1http://id.wikipedia.org/w/index.php?title=Paleobiologi&action=edit&redlink=1http://id.wikipedia.org/w/index.php?title=Paleogeografi&action=edit&redlink=1


37/120

23

Berdasarkan kekuatan, Hagiwara (Subardjo, 2001)

mengklasifikasikan gempa bumi menjadi:

1.

Gempa sangat besar, M > 8,0

2. Gempa besar, 7,0 < M < 8,0

3. Gempa sedang, 4,5 < M < 7,0

4. Gempa mikro, 1,0 < M < 4,5

5. Gempa ultra mikro, M < 1,0

Berdasarkan urutaan waktu terjadinya, Mogi (1967) membagi tipe

gempabumi menjadi 3 (tiga) jenis yaitu:

1. Tipe I

Yaitu gempa bumi utama dalam (mainshock) tanpa didahului gempa

permulaan (foreshock). Tetapi diikuti dengan banyak gempa bumi susulan

(aftershock). Gempa bumi tipe ini biasanya terjadi di daerah yangmempunyai medium homogen dengan (stress) yang bekerja hamper

merata (uniform) sebagian besar gempa bumi tektonik yang terjadi di bumi

tergolong jenis ini.

2. Tipe II

Yaitu gempa bumi utama (mainshock) didahului gempa-gempa

pendahuluan (foreshock) kemudian diikuti gempa susulan (aftershock)

yang cukup banyak jumlahnya. Gempa bumi tipe ini terjadi pada daerah

dengan struktur batuan yang tidak seragamdengan distribusi (stress) yang

bekerja tidak seragam.

3. Tipe III

Yaitu gempa bumi yang tidak terdapat gempa utama (mainshock), biasa

disebut gempa bumi “swarm”. Gempa bumi tipe ini terjadi dalam daerah

yang terbatas, biasanya terjadi di daerah gunung api. Gempa bumi ini


38/120

24

terjadi pada daerah yang struktur mediumnya tidak seragam dengan stress

yang bekerja terkonsentrasi pada area yang terbatas.

3.1.4.

Parameter Sumber Gempabumi

Hasil rekaman getaran permukaan tanah yang diakibatkan oleh

gempabumi baik analog maupun digital disebut seismograph. Hasil rekaman

tersebut dapat memberikan informasi parameter pokok mengenai gempabumi

yang terjadi di suatu tempat. Parameter pokok gempabumi tersebut meliputi:

1. Waktu kejadian gempabumi (origin time)

2. Posisi lintang dan bujur (latitude/longitude) episenter (titik pada

permukaan bumi yang terletak vertical diatas pusat gempa / hiposenter)

3. Kedalaman pusat gempabumi (kedalaman hiposenter). Sering disebut juga

dengan istilah focal depth.

4. Kekuatan gempabumi (magnitudo)

Parameter origin time, episenter, dan hiposenter disebut sebagai parameter

kinematik, karena untuk menentukannya hanya diperlikan waktu penjalaran

gelombang. Sedangkan parameter kekuatan gempa bumi (magnitudo) berkaitan

dengan energi yang dipancarkan oleh sumber gempa disebut sebagai parameter

dinamik, karena untuk menentukannya diperlukan pengukuran amplitudo dan

periode.

3.1.4.1. Episenter

Ada berbagai macam cara dalam penentuan posisi episenter yaitu:

1. Metode hiperbola. Metode ini menggunakan data waktu tiba gelombang P

ditiga stasiun. Parameter yang harus diketahui adalah kecepatan

gelombang harus konstan dan kedalamannya dianggap = 0 atau berada

dipermukaan.

2. Metode lingkaran. Metode ini menggunakan prinsip lingkaran untuk

menentukan posisi episenter, yaitu menggambar lingkaran dengan stasiun

sebagai pusatnya dan jarak episenter sebagai jari-jarinya. Dengan


39/120

25

menggunakan data waktu tiba dari tiga stasiun, maka akan didapatkan tiga

lingkaran yang berpotongan. Episenter didapatkan dari perpotongan antara

ketiga lingkaran tersebut disuatu titik.

3.

Metode Galitzin. Metode ini memungkinkan penentuan posisi episenter

hanya dengan menggunakan data dari satu stasiun. Data yang digunakan

adalah data komponen horisontal (Utara-Selatan dan Timur-Barat) dan

komponen vertikal serta selisih waktu tiba gelombang P dan gelombang S.

4. Metode Richter. Metode ini sangat kuantitatif karena menggunakan data

waktu tiba gelombang P dari banyak stasiun.

3.1.4.2. Kedalaman Hiposenter

Kedalaman gempa atau hiposenter dapat ditentukan dengan

berbagai cara, antara lain :

1. Perbandingan antara amplitudo gelombang S dan gelombang P,

atau perbandingan antara amplitudo gelombang permukaan yang

ditimbulkannya dengan amplitudo gelombang P (kedua parameter

ini makin kecil bila gempanya makin dalam). Perhitungan ini hanya

untuk memperkirakan atau membedakan gempa dangkal dangempa dalam.

2. Dengan mengukur beda waktu tiba antara fase gelombang P

dengan fase gelombang pP, yang sering disebut sebagai pP-P.

Metode ini kurang akurat untuk gempa kurang dari 100 km karena

ralatnya yang terlalu besar.

Dengan menggunakan fungsi parameter penerima gelombang yang

diterima dari berbagai stasiun. Fungsi ini bersifat empiris yaitu

hasil riset atau eksperimen.

3.1.4.3. Magnitudo

Magnitudo adalah ukuran untuk menyatakan kekuatan gempabumi

berdasarkan energi yang dipancarkan pada saat terjadinya gempabumi dan

dinyatakan dalam Skala Richter. Magnitudo pertama kali dihitung oleh

Richter pada tahun 1935 untuk gempa lokal di California dengan alat


40/120

26

Standart Wood Anderson yang memperhitungkan nilai pergerakan tanah

yang terletak pada jarak tertentu pada pusat gempa. Magnitudo gempa

dapat dibedakan atas:

1. Magnitudo Lokal ( MI ), Magnitudo lokal pertama kali diperkenalkan

oleh Richter (1935) berdasarkan pengamatan gempa bumi di

California Selatan yang direkam menggunakan seismograf Wood-

Anderson. Secara umum Magnitudo lokal dirumuskan:

MI= log A + 3 log Δ - 2,92 (3.1)

Dengan :

MI = magnitudo lokal,

A = amplitudo maksimum getaran tanah (μm) dan

Δ = jarak episenter dengan stasiun pengamat (km), Δ


41/120

27

3. Magnitudo Permukaan ( Ms), Magnitudo permukaan berdasarkan

amplitudo gelombang permukaan. Magnitudo ini digunakan untuk

menghitung kekuatan gempa dengan jarak lebih dari 600 km, periode 20

sekon, dan gempa dangkal (h


42/120

28

Dengan:

Md = magnitudo durasi,

τ = lamanya getaran (sekon),

Δ = jarak hiposenter (km), a,b,c adalah konstanta.

3.1.4.4. Waktu kejadian gempa bumi (Origin time )

Waktu kejadian gempa bumi adalah waktu saat terlepasnya akumulasi

regangan ( strain) yang berbentuk penjalaran gelombang gempa bumi dan

dinyatakan dalam hari, tanggal, bulan, tahun, jam , menit, detik dalam satuan

UTC (Universal Time Coordinated).

3.2. Gelombang Seismik

Gelombang seismik adalah gelombang elastic yang menjalar di dalam

medium bumi. Gelombang elastik yang menjalar di dalam medium seperti

gelombang suara, berdasarkan sifat-sifatnya, gelombang ini dapat dikategorikan

juga menjadi gelombang seismik. Gelombang seismik sering timbul akibat adanya

gempabumi atau ledakan. Gelombang seismik di ukur dengan mengunakan alat

seismometer. Gelombang seismik di bagi menjadi dua kelompok yaitu:

1. Gelombang badan .

2. Gelombang permukaan.

3.2.1. Gelombang Badan

Gelombang badan adalah gelombang yang merambat disela-sela

bebatuan di bawah permukaan bumi. Efek kerusakan yang ditimbulkan dari

gelombang ini cukup kecil. Gelombang badan di bagi menjadi dua bagian,

yaitu:


43/120

29

1. Gelombang P (Pressure Wave) atau Gelombang Longitudinal.

Gelombang ini dapat menjalar melalui segala medium (padat, cair dan

gas). Gerakan partikel medium yang dilewati gelombangini adalah

searah dengan arah penjalaran gelombang (Gambar 3.2). Karena

waktu penjalaran gelombang P lebih cepat diantara gelombang S,

maka gelombang P merupakan gelombang yang pertama tiba pada

detector gempa.

Gambar 3.2. Penjalaran Gelombang P (Bolt,1978)

Kecepatan penjalaran gelombang P dapat di kemukakan

dengan persamaan:

3

4

k

V p (3.6)

Dengan :

Vp = Kecepatan gelombang P

μ = Modulus geser

ρ = Densitas material yang dilalui gelombang

Қ = Modulus Bulk

2. Gelombang S (Shear Wave) disebut juga sebagai Gelombang

Sekunder atau Gelombang Transversal.


44/120

30

Gelombang ini memiliki arah gerakan yang tegak lurus dengan

arah perambatan gelombang (Gambar 3.3). Gelombang S merambat

disela-sela bebatuan dan bergantung pada medium yang dilaluinya.

Gelombang ini hanya dapat mkenjalar melalui medium padat karena

cairan dan gas tidak punya daya elstisitas untuk kembali ke bentuk

asal. Waktu penjalaran gelombang S lebih lambat dari pada

gelombang P.

Gambar 3.3. Penjalaran Gelombang S (Bolt,1978)

Kecepatan gelombang S dapat diperlihatkan dengan persamaan:

Vs (3.7)

Dengan:

Vs = Kecepatan gelombang S

μ = Modulus geser

ρ = Densitas material yang dilalui gelombang


45/120

31

Gelombang S dibagi menjadi dua bagian yaitu gelombang SV dan

gelombang SH. Gelombang SV adalah gelombang S yang gerakan partikelnya

terpolarisasi pada bidang vertical. sedangkan gelombang SH adalah gelombang S

yang gerakan partikelnya horizontal.

Kegunaan gelombang P dan S dalam ilmu kegempaan adalah untuk

menentukan posisi episenter gempa. Amplitudo gelombang P juga digunakan

dalam perhitungan magnitudo gempa.

3.2.2. Gelombang Permukaan

Gelombang permukaan adalah gelombang yang merambat dipermukaan

bumi, tidak menetrasi kedalam medium bumi. Mempunyai frekuensi lebih rendah

dari gelombang badan, sehingga sifat gelombang tersebut merusak. Amplitudo

gelombang permukaan akan mengecil dengan cepat terhadap kedalaman. Hal ini

diakibatkan oleh adanya dispersi pada gelombang permukaan, yaitu penguraian

gelombang berdasarkan panjang gelombangnya sepanjang permbatan gelombang.

Gelombang permukaan dibagi menjadi dua kelompok, yaitu:

1. Gelombang Love

2. Gelombang Reyleigh

3.2.2.1. Gelombang Love

Gelombang love adalah gelombang geser (S-wave) yang

terpolarisasi secara horizontal dan tidak menghasilkan perpindahan

vertical (Gambar 3.4) . Gelombang love diambil dari nama seorang

Geofisika Inggris Augustus Edward Hough Love (1863-1940). Gelombang

love merambat pada permukaan bebas medium berlapisdengan gerak

partikel seperti glombang SH. Kecepatan merambat gelombang love selalu

lebih kecil dari pada gelombang P, dan umumnya lebih lambat dari

gelombang S.


46/120

32

Gambar 3.4. Penjalaran Gelombang Love (Bolt,1978)

Kecepatan penjalaran gelombang Love dapat dikemukakan dengan persamaan :

2

2

2

2

'

2

2

1

221

21 11

11

11tan

c

c H V L (3.8)

dengan :

V L = kecepatan gelombang Love (m/s)

H = ketebalan lapisan (m)

ω = frekuensi angular (rad/s)

c = kecepatan sesaat (m/s)

β 1 = kecepatan gelombang S pada medium 1 (m/s)

β 2 = kecepatan gelombang S pada medium 2 (m/s)

µ = rigiditas medium 1 (N/m2)

µ’ = rigiditas medium 2 (N/m2)

Gelombang Love terbentuk karena adanya interferensi konstruktif dari

gelombang SH pada permukaan bebas. Awal gelombang terbentuk ketika

gelombang SH yang datang membentur permukaan bebas pada sudut poskritis

sehingga energi terperangkap pada lapisan tersebut. Sebagian besar energi

kemudian direfleksikan kembali menuju permukaan (SHR ), sedangkan sebagian

kecil energi lainnya akan ditransmisikan melalui lapisan (SHT) seperti terlihat

pada Gambar 3.5.


47/120

33

Gambar 3.5. Terbentuknya Gelombang Love (Widigdo, 2006)

3.2.2.2. Gelombang Reyleigh

Diambil dari nama fisikawan Inggris Lord Reyleigh (1842-1919).

Gelombang reyleigh adalah gelombang yang menjalar di permukaan bebas

medium berlapis maupun homogeny dengan pergerakan menyerupai ellip

(Gambar 3.7). Karena menjalar di permukaan bumi, maka amplitude gelombang

reyleigh akan berkurang dengan bertambahnya kedalaman. Pada saat gempabumi

besar, gelombang reyleigh terlihat pada permukaan tanah yang bergerak keatas

dan kebawah. Kecepatan merambat gelombang reyleigh lebih lambat dari pada

gelombang love.

Gambar 3.6. Penjalaran Gelombang Reyleigh (Bolt,1978)

Kecepatan penjalaran gelombang Rayleigh pada medium dapat diperlihatkan

dengan persamaan (3.9) :

SH

SH

SH


48/120

34

2

22

1

2

22

2

2

1142 s p s

RV

c

V

c

V

cV (3.9)

Dengan :

V R = kecepatan gelombang Rayleigh (m/s)

V p = kecepatan gelombang P (m/s)

V s = kecepatan gelombang S (m/s)

c = kecepatan sesaat (m/s)

Terbentuknya gelombang Rayleigh adalah karena adanya interaksi antara

bidang gelombang SV dan P pada permukaan bebas yang kemudian merambat

secara parallel terhadap permukaan.

Gerakan pertikel gelombang Rayleigh adalah vertikal, sehingga

gelombang Rayleigh hanya ditemukan pada komponen vertikal seismogram.

Karena gelombang rayleigh adalah gelombang permukaan, maka sumber yang

lebih dekat dengan permukaan akan menimbulkan gelombang Rayleigh yang

lebih kuat di bandingkan sumber yang terletak di dalam bumi (Lay dan

Wallace,1995). Gelombang Rayleigh adalah gelombang yang dispersif dengan

periode yang lebih panjang akan mencapai material yang lebih dalam dan sampai

sebelum periode pendek. Hal ini menjadikan gelombang Rayleigh sebagai alat

yang sesuai untuk menentukan struktur keras atas suatu area.

Gelombang Rayleigh yang menjalar pada permukaan medium homogen

(tidak berlapis) tidak mengalami dispersi, yaitu pemisahan gelombang di

sepanjang penjalarannya karena kecepatan sebagai fungsi frekuensi atau panjang

gelombangnya. Dalam hal ini gelombang dengan frekuensi rendah menjalar lebih

lambat dari pada kecepatan gelombang dengan frekuensi yang lebih tinggi,

sehingga gelombang akan mengalami dispersi akan berubah bentuk sepanjang

penjalarannya.


49/120

35

3.3. Intensitas Gempa Bumi

Intensitas gempa bumi adalah skala kekuatan gempa bumi berdasarkan

hasil pengamatan efek gempa bumi terhadap manusia, struktur bangunan, danlingkungan pada tempat tertentu. Parameter ini dinyatakan dengan skala intensitas

yang umumnya dalam MMI.

Intensitas merupakan hasil pengamatan visual pada suatu tempat,

sedangkan magnitudo adalah hasil pengamatan instrumental menggunakan

seismograf. Terdapat beberapa skala pengukuran intensitas. Skala tersebut adalah

skala intensitas Modified Mercalli Intensity (MMI) yang diakui sebagai standar

internasional, skala intensitas Medvedev-Sponheur-Karnik (MSK) yang sejak

1992 diubah menjadi European Macroseismic Scale (EMS) dan digunakan di

Eropa Timur, skala intensitas Japan Meteorological Agency (JMA) yang

digunakan di Jepang, dan skala intensitas Rossi-Forrel (RF) yang digunakan di

Cina. Besarnya intensitas gempa bumi di suatu tempat tidak hanya bergantung pada

kekuatan gempa bumi (magnitudo), namun juga kerusakan yang dirasakan.

Besarnya intensitas sangat tergantung dari besarnya magnitudo, jarak dari sumber

gempa, kondisi geologi, dan struktur bangunannya. Intensitas tinggi biasanyaterjadi pada daerah yang dekat sumber gempa dibandingkan tempat yang jauh dari

sumber gempa. Tingkat intensitas gempa bumi dapat dilihat pada Tabel 3.1

berikut ini.

Tabel 3.1. Magnitudo, efek karakteristik, frekuensi dan skala MMI gempa bumi

(Skinner dan Porter 1992)

Magnitudo(Skala

Richter)

Efek karakteristik

serta kerusakan yang ditimbulkan

Jumlah

per tahun

Skala Intensitas

Modified Mercalli

(MMI)


50/120

36

4,3 - 4,8 Dirasakan oleh banyak orang 4.8 IV

4,9 - 5,4 Dirasakan oleh setiap orang 1.4 V

5,5 - 6,1 Kerusakan bangunan kecil 500 VI dan VII

6,2 - 6,9 Kerusakan banyak bangunan 100 VIII dan IX

7,0 - 7,3Kerusakan serius, jembatanjembatan

terpuntir, temboktembok retak15 X

7,4 - 7,9Kerusakan besar, bangunanbangunan

ambruk4 XI

>8,0Kerusakan total, gelombanggelombangterasa di permukaan tanah, benda-benda

terlempar

Satu kalidalam 5-

10 Tahun

XII

Intensitas terkuat terjadi di daerah episenter. Intensitas gempa bumi yang

paling banyak digunakan adalah skala Mercally yang biasa disebut MMI

( Modified Mercally Intensity). Skala ini mempunyai 12 tingkatan akibat gempa

bumi, dimulai dari yang lemah sampai yang kuat (Tabel 3.1). Untuk mengetahui

besarnya intensitas dapat menggunakan persamaan Gutenberg Richter yang

menyatakan hubungan antara intensitas gempabumi dan magnitude yaitu:

I = 1,5 (M-0,5) (3.10)

Dengan :

I : adalah intensitas (MMI),

M : magnitudo gempa bumi (SR)


51/120

37

3.4. Seimisitas Gempa Bumi

Seismisitas adalah frekuensi dan distribusi gempa pada suatu daerah.

Seismisitas biasanya digambarkan pada peta dengan symbol-simbol tertentu pada peta yang menggambarkan frekuensi dan intensitas gempa pada lokasi yang di

gambarkan pada peta. Peta yang dimaksud disebut peta seismic.

3.5. Percepatan Getaran Tanah Maksimum

Percepatan adalah parameter yang menyatakan perubahan kecepatan mulai

dari keadaan diam sampai pada kecepatan tertentu. Untuk harga percepatan

terbagi menjadi 2 bagian yaitu percepatan tanah maksimum dan percepatan tanah

sesaat.

Percepatan tanah merupakan parameter yang perlu dikaji pada setiap

terjadinya gempabumi untuk dipetakan agar bisa memberikan pengertian tentang

efek paling parah yang pernah dialami suatu lokasi. Faktor-faktor yang

mempengaruhi besar kecilnya nilai percepatan tanah pada suatu tempat, antara

lain adalah magnitudo gempa, kedalaman hiposenter, jarak episenter, kondisi

tanah.

Percepatan tanah maksimum atau Peak Ground Acceleration (PGA)

adalah nilai terbesar percepatan tanah pada suatu tempat akibat getaran

gempabumi dalam periode waktu tertentu. Sedangkan untuk harga percepatan

tanah minimum adalah pada saat terjadi gempa pada suatu titik tertentu. Nilai

percepatan tanah yang akan diperhitungkan sebagai salah satu bagian dalam

perencanaan bangunan tahan gempa adalah nilai percepatan tanah maksimum.

Nilai percepatan tanah dapat dihitung langsung dengan seismograph

khusus yang disebut strong motion seismograph atau accelerograph. Namun

karena begitu pentingnya nilai percepatan tanah dalam menghitung koefisien

seismik untuk bangunan tahan gempa, sedangkan jaringan accelerograf tidak

lengkap baik dari segi periode waktu maupun tempatnya, maka perhitungan

empiris sangat perlu dibuat. Oleh sebab itu untuk keperluan bangunan tahan


52/120

38

gempa harga percepatan tanah dapat dihitung dengan cara pendekatan dari data

historis gempabumi.

Pengukuran percepatan tanah dengan cara empiris dapat dilakukandengan pendekatan dari beberapa rumus yang diturunkan dari magnitudo gempa

atau data intensitas. Perumusan ini tidak selalu benar, bahkan dari satu metode ke

metode lainnya tidak selalu sama, namun cukup memberikan gambaran umum

tentang percepatan tanah maksimum atau Peak Ground Acceleration (PGA).

Beberapa metode dalam perhitungan percepatan getaran tanah maksimum

secara empiris dengan menggunakan data historis gempa bumi diantaranya adalah

antara lain :

3.5.1. Metode Mc. Guirr e R.K.

Log = 472,3 100,278 M (R+25)-1,301 (3.11)

Dengan :

= percepatan tanah pada permukaan (gal atau cm/sec2)

M = magnitudo permukaan atau Ms (SR)

R = jarak hiposenter (km)

∆ = jarak episenter (km)

h = kedalaman sumber gempa (km)

Pada model percepatan getaran tanah di atas menggunakan parameter-

parameter dasar gempa yaitu :

- Magnitudo (M)

- Kedalaman sumber gempa (h)

- Jarak Episenter (∆)

22 h R


53/120

39

3.5.2. Metode Kawashumi (1951).

43429.0

1.

100log)100(00084.045.5

R R M Log (3.12)

Dengan :

M = Magnitudo gempa.

R = Jarak Hyposenter.

= percepatan dalam gals.

Penggunaan rumus Kawashumi praktis, karena hubungan antara

percepatan permukaan setempat dan magnitudo.

Hal terpenting adalah, akibat yang ditimbulkan oleh gempa tidak sama

untuk setiap tempat, karena adanya faktor geometri dan struktur tanah. Untuk

daerah dengan struktur tanah yang lembek (perioda predominan besar dan faktor

pembesaran besar), akibat yang ditimbulkan semakin besar pula dibanding dengan

struktur tanah yang keras.

3.5.3. Metode Gutenberg and Ri chter (1942 ,1956)

log = I /3 – 0.5 (3.13)

Dengan:

M = magnitudo gempa bumi (SR)

I = Intensitas dalam MMI.

= percepatan tanah pada tempat yang dicari dalam satuan

cm/dt2 atau gal.


54/120

40

3.5.4. Metode Murphy dan O’Brein

log = 0.14 I MM + 0.24 M - 0.68 log R + β k (3.14)

Dengan:

β Western Ubited Satates = 0.60

β Japan = 0.69

β Southern Europe = 0.88

= percepatan tanah pada tempat yang akan dicari

I MM = intensitas gempa pada tempat yang akan dicari. ( dalam

standar MMI)

M = magnitudo

R = jarak episenter dalam km

βk = tetapan untuk sumber data dari stasiun pengukuran yang

terekam oleh seismograf (source data record)

2.5.5. Metode Kanai

Percepatan tanah di permukaan akibat gempa tergantung pada

karakteristik tanah di tempat tersebut. Besarnya percepatan tanah pada lapisan dan

permukaan tanah tergantung pada periode Predominan dan periode getaran

seismik. Model empiris percepatan tanah dari kanai adalah:

oaT G ).( (3.15)


55/120

41

Dengan:

)/83.1167.0(log)/60.366.1(61.010.

1 R R R Ms

T

a

(3.16)

22 )/(2,0

{)/(1{

1)(

o

o

o T T

T

T T

T G

(3.17)

222 )}]/(3.0

[{}])/{1{

1

1

11)(

o

o

o T T

T

T T

C

C

T G

(3.18)

dengan :

α = Percepatan tanah di lapisan permukaan (gal)

G(T) = Faktor perbesaran

T = Periode getaran seismik (detik)

T o = Periode predominan (detik)

C = I mpedensi antara lapisan permukaan dan lapisan dasar

e1 ,e2 = Konstanta elastik lapisan permukaan dan lapisan dasar

ρ1 , ρ2 = Rapat massa lapiasan permukaan dan lapisan dasar

ao = Percepatan tanah di lapisan dasar (gal)

Ms = Magnitudo gelombang di permukaan

R = Jarak hiposenter (km)

Faktor perbesaran G(T) tergantung dari rapat massa antara lapisan

itu. Apabila kontras antara kedua lapisan itu besar, maka besar pula faktor


56/120

42

perbesarannya. Percepatan tanah pada lapisan permukaan menjadi

maksimum apabila perioda getaran seismik yang merambat pada

permukaan sama dengan perioda predominan, harga periode predominan

tanah dapat dicari dengan melakukan pengukuran micro tremor

sehingga :

)/83.116 7.0(lo g)/60.366.1(61.0

105 R R R Ms

oT g

(3.19)

3.6. Hubungan Percepatan Getaran Tanah Dengan Intensitas Gempa

Hubungan percepatan getaran tanah dengan intensitas gempa bumi dapat

di ketahui dengan pendekatan secara empiris mengunakan berapa metode di

bawah ini yang menyatan hubungan pecepatan getaran tanah dengan intensitas

dalam MMI.

3.6.1. Gutenberg and Richter (1942 ,1956)

log α = 0.333 I MM – 0.5 (3.20)

Dengan : α adalah percepatan tanah maksimum dan I MM adalah

Intensitas dalam MMI

3.6.2. Kawasumi (1951)

log α = 0.500 I JMA – 0.347 (3.21)

Dengan : α adalah percepatan tanah maksimum dan I JMA adalah

intensitas yang diukur dalam Agensi Meteorological Japanese


57/120

43

3.6.3. Neuman (1954)

Untuk jarak rata-rata 25 kilometer yaitu dengan persamaan :

log α max = 0.308 I MM – 0.0

analisa percepatan getaran tanah maksimum serta hubungan percepatan getaran tanah dengan intensitas...

Documents