Transcript

BAB III

TINJAUAN PUSTAKA

3.1 Struktur Dalam Bumi

Bumi memiliki bentuk bulat seperti bola, namun rata di kutub-kutubnya.

Jari-jari Khatulistiwa = 6.378 km, jari-jari kutub= 6.356 km. Lebih dari 70 %

permukaan bumi diliputi oleh lautan dan sisaya adalah daratan. Bumi memiliki

struktur dalam yang hampir sama dengan telur. Kuning telurnya adalah inti,putih

telurnya adalah selubung, dan cangkang telurnya adalah kerak.

Gambar 3.1 Lapisan penyusun bumi

Berdasarkan penyusunnya lapisan bumi terbagi atas litosfer, astenosfer,

dan mesosfer. Litosfer adalah lapisan paling luar bumi (tebal kira-kira 100 km)

dan terdiri dari kerak bumi dan bagian atas selubung. Litosfer memiliki

kemampuan menahan beban permukaan yang luas misalkan gunungapi. Litosfer

bersuhu dingin dan kaku. Di bawah litosfer pada kedalaman kira-kira 700 km

terdapat astenosfer. Astenosfer hampir berada dalam titik leburnya dan karena itu

bersifat seperti fluida. Astenosfer mengalir akibat tekanan yang terjadi sepanjang

waktu. Lapisan berikutnya mesosfer. Mesosfer lebih kaku dibandingkan

astenosfer namun lebih kental dibandingkan litosfer. Mesosfer terdiri dari

sebagian besar lapisan selubung hingga inti bumi.

(http://esdm.go.id/publikasi/lainlain/ 488-pengenalan-gempabumi.html )

Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 11

3.2 Teori Lempeng Tektonik

Indonesia terletak pada jalur pusat gempa. Gempabumi global circum-

Pacific, terletak di antara dua samudra, dua benua dan tiga lempeng tektonik

mega. Hal inilah yang menyebabkan beberapa daerah di Indonesia sering terjadi

gempabumi dengan intensitas dan kekuatan gempa mulai dari skala terkecil

sampai skala terbesar, terutama di Sumatra, Selatan Jawa, Nusa Tenggara,

Sulawesi dan Irian Jaya.

Gempa-gempa yang terjadi merupakan implikasi geodinamik dari

deformasi aktif di sekitar sunda (Java)trench. Panjang Java trench sekitar 5600

km, terhitung mulai dari pulau Andaman-Nicobar sampai kepulauan Nusa

Tenggara barat. Busur Java trench merupakan hasil tumbukan antara lempeng

lautan, yaitu lempeng India-Australia yang bergerak sekitar 7 cm/tahun ke arah

utara, dengan lempeng Euroasia. Interaksi lempeng-lempeng yang terjadi di

selatan busur Java trench menciptakan palung Jawa. Sebagian gempabumi utama

di Nusa Tenggara diikuti oleh aftershoc-nya. Hasil analisis perubahan tekanan

coulomb dapat digunakanmemprediksi tempat aftershoc dan magnitudenya.

Di Indonesia gempabumi yang sering menimbulkan kerugian dan korban

adalah gempabumi tektonik. Gempabumi tektonik disebabkan oleh pergeseran

lempeng-lempeng tektonik. Menurut teori Lempeng Tektonik, lapisan terluar

bumi kita terbuat dari suatu lempengan tipis dan keras yang masing-masing saling

bergerak relatif terhadap yang lain. Gerakan ini terjadi secara terus-menerus sejak

bumi ini tercipta hingga sekarang. Teori Lempeng Tektonik muncul sejak tahun

1960-an, dan hingga kini teori ini telah berhasil menjelaskan berbagai peristiwa

geologis, seperti gempa bumi, tsunami, dan meletusnya gunung berapi, juga

tentang bagaimana terbentuknya gunung, benua, dan samudra.

Lempeng tektonik terbentuk oleh kerak benua (continental crust) ataupun

kerak samudra (oceanic crust), dan lapisan batuan teratas dari mantel bumi (earth

mantle). Kerak benua dan kerak samudra, beserta lapisan teratas mantel ini

dinamakan litosfer. Kepadatan material pada kerak samudra lebih tinggi

dibanding kepadatan pada kerak benua. Demikian pula, elemen-elemen zat pada

Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 12

kerak samudra (mafik) lebih berat dibanding elemen-elemen pada kerak benua

(felsik).

Di bawah litosfer terdapat lapisan batuan cair yang dinamakan astenosfer.

Karena suhu dan tekanan di lapisan astenosfer ini sangat tinggi, batu-batuan di

lapisan ini bergerak mengalir seperti cairan (fluid). Litosfer terpecah ke dalam

beberapa lempeng tektonik yang saling bersinggungan satu dengan lainnya.

Berikut adalah nama-nama lempeng tektonik yang ada di bumi. Antara lain adalah

Pasifik, Amerika Utara, Eurasia, Afrika, Antartika, Indo-Australia, Amerika

Selatan, India, Arab, Philipina, Fiji, juan de Fuka, Karibia, Kokos, Nazka dan

Skotia. Untuk lokasinya bisa dilihat pada Peta Tektonik.

Gambar 3.2 Peta tektonik dunia

Apabila dua buah lempeng bertemu pada suatu sesar, maka keduanya akan

saling bergerak mendekati, menjauhi atau saling bergeser. Gerakan ini sangat

lambat dan tidak dapat dirasakan manusia tetapi pergeserannya sebesar 0-15 cm

pertahun. Gerakan lempeng ini kadang-kadang macet dan saling mengunci

sehingga terjadi pengumpulan energi yang berlangsung terus sampai kulit pada

lempeng tektonik tidak kuat lagi menahan gerakan tersebut sehingga terjadi

pelepasan mendadak yang disebut dengan gempa bumi.

(http://disaster.elvini.net/tectonic.cgi)

Gempabumi terjadi di sepanjang batas atau berasosiasi dengan batas

pertemuan lempeng tektonik. Pada kenyataannya pergerakan relatif dari lempeng

berjalan sangat lambat, hampir sama dengan kecepatan pertumbuhan kuku

Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 13

manusia (0-20 cm pertahun). Hal ini menimbulkan adanya friksi pada pertemuan

lempeng, yang mengakibatkan energi terakumulasi sebelum terjadinya gempa

bumi. Kekuatan gempa bumi bervariasi dari tempat ke tempat sejalan dengan

perubahan waktu.

Antara kedua lempeng tektonik dapat dibedakan atas tiga bentuk utama,

konvergen, divergen, dan sesar mendatar. Bentuk yang lainnya merupakan

kombinasi dari tiga bentuk batas lempeng ini. Pada bentuk konvergen lempeng

yang satu relatif bergerak menyusup di bawah lempeng yang lain. Zona tumbukan

ini diindikasikan dengan adanya palung laut (trench), dan sering disebut juga

dengan zona subduksi atau zona Wadati-Benioff. Zona penunjaman ini menyusup

sampai kedalaman 700 km dibawah permukaan bumi di lapisan astenosfir. Bentuk

konvergen berasosiasi terhadap sumber gempa dalam dan juga gunung api.

Sedang pada tipe jenis sesar mendatar kedua lempeng saling bergerak mendatar.

Sketsa jenis pertemuan lempeng tektonik dapat dilihat pada gambar berikut.

Gambar 3.3 Sketsa jenis pertemuan lempeng tektonik

Akibat pergerakan lempeng tektonik, maka di sekitar perbatasan lempeng

akan terjadi akumulasi energi yang disebabkan baik karena tekanan, regangan

ataupun gesekan. Energi yang terakumulasi ini jika melewati batas kemampuan

atau ketahanan batuan akan menyebabkan patahnya lapisan batuan tersebut.

Jadi gempa bumi tidak lain merupakan manifestasi dari getaran lapisan

batuan yang patah yang energinya menjalar melalui badan dan permukaan bumi

Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 14

berupa gelombang seismik. Energi yang dilepaskan pada saat terjadinya patahan

tersebut dapat berupa energi deformasi, energi gelombang dan lain-lain.

Pusat patahan didalam bumi dimana gempabumi terjadi disebut fokus atau

hiposenter, sedang proyeksi fokus yang berada di permukaan bumi disebut

episenter. Gempabumi selain terjadi pada perbatasan lempeng juga terjadi pada

patahan-patahan lokal yang pada dasarnya merupakan akibat dari pergerakan

lempeng juga.

Di Indonesia gempabumi interplate banyak terjadi di laut dengan

kedalaman dangkal dan yang terjadi di daratan kedalaman fokusnya menengah

sampai dalam dan bisa mencapai kedalaman 700 km. Sedangkan gempabumi

intraplate di Indonesia mempunyai kedalaman sumber gempa relatif dangkal dan

bisa terjadi di darat dan laut.

Gempabumi yang besar selalu menimbulkan deretan gempa susulan yang

biasa disebut dengan aftershocks. Kekuatan aftershock selalu lebih kecil dari

gempa utama dan waktu berhentinya aftershock bisa mencapai mingguan sampai

bulanan tergantung letak, jenis dan besarnya magnitude gempa utama.(Benjamin,

1959)

Gambar 3.4 Pergerakan lempeng di sekitar Indonesia

Berdasarkan arah pergerakannya, perbatasan antara lempeng tektonik

yang satu dengan lainnya (plate boundaries) terbagi dalam 3 jenis, yaitu divergen,

konvergen, dan transform. Selain itu ada jenis lain yang cukup kompleks namun

jarang, yaitu pertemuan simpang tiga (triple junction) dimana tiga lempeng kerak

bertemu.

Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 15

1. Batas Divergen

Terjadi pada dua lempeng tektonik yang bergerak saling memberai

(break apart). Ketika sebuah lempeng tektonik pecah, lapisan litosfer

menipis dan terbelah, membentuk batas divergen.

Gambar 3.5 Batas Divergen

Pada lempeng samudra, proses ini menyebabkan pemekaran dasar

laut (seafloor spreading). Sedangkan pada lempeng benua, proses ini

menyebabkan terbentuknya lembah retakan (rift valley) akibat adanya

celah antara kedua lempeng yang saling menjauh tersebut.

Pematang Tengah-Atlantik (Mid-Atlantic Ridge) adalah salah satu

contoh divergensi yang paling terkenal, membujur dari utara ke selatan di

sepanjang Samudra Atlantik, membatasi Benua Eropa dan Afrika dengan

Benua Amerika.

2. Batas Konvergen

Terjadi apabila dua lempeng tektonik tertelan (consumed) ke arah

kerak bumi, yang mengakibatkan keduanya bergerak saling menumpu satu

sama lain (one slip beneath another).

Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 16

Gambar 3.6 Batas Konvergen

Wilayah dimana suatu lempeng samudra terdorong ke bawah

lempeng benua atau lempeng samudra lain disebut dengan zona tunjaman

(subduction zones). Di zona tunjaman inilah sering terjadi gempa.

Pematang gunung-api (volcanic ridges) dan parit samudra (oceanic

trenches) juga terbentuk di wilayah ini.

Batas konvergen ada 3 macam, yaitu 1) antara lempeng benua

dengan lempeng samudra, 2) antara dua lempeng samudra, dan 3) antara

dua lempeng benua.

a. Konvergen lempeng benua-samudra (Oceanic-Continental)

Gambar 3.7 Konvergen lempeng benua-samudra

Ketika suatu lempeng samudra menunjam ke bawah lempeng

benua, lempeng ini masuk ke lapisan astenosfer yang suhunya lebih tinggi,

kemudian meleleh. Pada lapisan litosfer tepat di atasnya, terbentuklah

deretan gunung berapi (volcanic mountain range). Sementara di dasar laut

tepat di bagian terjadi penunjaman, terbentuklah parit samudra (oceanic

trench).Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 17

Pegunungan Andes di Amerika Selatan adalah salah satu

pegunungan yang terbentuk dari proses ini. Pegunungan ini terbentuk dari

konvergensi antara Lempeng Nazka dan Lempeng Amerika Selatan.

b. Konvergen lempeng samudra-samudra (Oceanic-Oceanic)

Gambar 3.8 Konvergen lempeng samudra-samudra

Salah satu lempeng samudra menunjam ke bawah lempeng

samudra lainnya, menyebabkan terbentuknya parit di dasar laut, dan

deretan gunung berapi yang pararel terhadap parit tersebut, juga di dasar

laut. Puncak sebagian gunung berapi ini ada yang timbul sampai ke

permukaan, membentuk gugusan pulau vulkanik (volcanic island chain).

Pulau Aleutian di Alaska adalah salah satu contoh pulau vulkanik

dari proses ini. Pulau ini terbentuk dari konvergensi antara Lempeng

Pasifik dan Lempeng Amerika Utara.

c. Konvergen lempeng benua-benua (Continental-Continental)

Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 18

Gambar 3.9 Konvergen lempeng benua-benua

Salah satu lempeng benua menunjam ke bawah lempeng benua

lainnya. Karena keduanya adalah lempeng benua, materialnya tidak terlalu

padat dan tidak cukup berat untuk tenggelam masuk ke astenosfer dan

meleleh. Wilayah di bagian yang bertumbukan mengeras dan menebal,

membentuk deretan pegunungan non vulkanik (mountain range).

Pegunungan Himalaya dan Plato Tibet adalah salah satu contoh

pegunungan yang terbentuk dari proses ini. Pegunungan ini terbentuk dari

konvergensi antara Lempeng India dan Lempeng Eurasia.

3. Batas Transform

Terjadi bila dua lempeng tektonik bergerak saling menggelangsar

(slide each other), yaitu bergerak sejajar namun berlawanan arah.

Keduanya tidak saling memberai maupun saling menumpu. Batas

transform ini juga dikenal sebagai sesar ubahan-bentuk (transform fault).

Gambar 3.10 Batas Transform

Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 19

(http://esverry.blogspot.com/2009/11/tektonik-lempeng.html)

3.3 Sesar

Sesar atau fault adalah retakan pada batuan yang menunjukan

adanya pergerakan relatif. Sesar mayor yang terjadi pada kerak bumi

adalah hasil dari shear motion dan zona sesar aktif merupakan zona yang

rawan akan gempa bumi. Gempa bumi disebabkan oleh energi selama

terjadinya pergeseran yang cepat sepanjang bidang sesar. Apabila sesar

terjadi di laut maka akan berpotensi terjadinya Tsunami. Ada beberapa tipe

sesar, diantaranya :

• Sesar Normal

• Sesar Naik (thrust fault)

• Sesar geser (strike-slip or transform, or wrench fault)

(http://www.wikipedia.com/sesar)

Sesar (fault) adalah celah pada kerak bumi yang berada di perbatasan

antara dua lempeng tektonik. Gempa sangat dipengaruhi oleh pergerakan batuan

dan lempeng pada sesar ini. Bila batuan yang menumpu merosot ke bawah akibat

batuan penumpu di kedua sisinya bergerak saling menjauh, sesarnya dinamakan

sesar normal (normal fault). Bila batuan yang menumpu terangkat ke atas akibat

batuan penumpu di kedua sisinya bergerak saling mendorong, sesarnya

dinamakan sesar terbalik (reverse fault). Bila kedua batuan pada sesar bergerak

saling menggelangsar, sesarnya dinamakan sesar geseran-jurus (strike-slip fault).

Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 20

Gambar 3.11 Sesar

Sesar normal dan sesar terbalik, keduanya menghasilkan

perpindahan vertikal (vertical displacement), sedangkan sesar geseran-

jurus menghasilkan perpindahan horizontal (horizontal displacement)

(http://images.google.co.id/imgres?

imgurl=http://disaster.elvini.net/earthquake/earthquake.gif&imgrefurl=http

://disaster.elvini.net/earthquake.)

3.4 Macam-macam Gempabumi

Gempabumi adalah hentakan atau gerakan tanah tiba-tiba akibat pelepasan

energi yang terakumulasi atau tersimpan dalam bentuk gelombang seismik. Pada

tahun 1978 di Jerman, R.Hoernes mengemukakan pembagian macam-macam

gempabumi yang sampai sekarang masih tetap berlaku yaitu :

1. Gempabumi Tektonik

Gempabumi ini terjadi akibat adanya pergeseran-pergeseran atau patahan

dari lapisan batuan secara tiba-tiba di dalam bumi. Menurut penyelidikan 90%

dari jumlah gempabumi yang ada di dunia akibat dari gempabumi tektonik.

Gempabumi tektonik yang kuat sering mengakibatkan kerusakan fisik diatas kulit

bumi. Getaran gempabumi yang kuat mampu menjalar keseluruh bagian bumi dan

dapat tercatat oleh Seismograf di seluruh dunia.

2. Gempabumi Vulkanik atau Gempabumi Gunung Api

Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 21

Gempabumi ini terjadi akibat adanya aktivitas magma gas di dalam dapur

magma (batholite), dan jika gejala vulkanis tersebut meningkat maka dapat

menyebabkan timbulnya ledakan yang juga diikuti dengan gempabumi.

Gempabumi ini hanya dirasakan pada daerah sekitar gunung berapi itu saja.

3. Gempa Runtuhan atau Tanah Longsor

Gempabumi ini terjadi karena adanya pergerakan permukaan tanah

(longsor), gua runtuh dan lain sebagainya yang menimbulkan getaran-getaran.

Pada umumnya terjadi pada daerah-daerah dimana terdapat runtuhan-runtuhan di

dalam tanah, misalnya di daerah kapur atau daerah pertambangan. Seperti yang

diketahui, batuan kapur mudah larut dalam air sehingga akan terjadi rongga-

rongga (gua) di dalam tanah yang menyebabkan runtuhnya bagian atas dari gua

ini, juga di daerah-daerah dimana terdapat endapan garam, gejala ini terjadi

karena sifat garam yang mudah larut.

Ada juga jenis gempa yang lain, namun sangat jarang terjadi diantaranya :

1. Gempa karena Tumbukan Meteor.

2. Gempa Buatan, misalnya karena ledakan dinamit atau nuklir.

( http://images.google.co.id/imgres?imgurl=http://bp3.blogger.com )

Berdasarkan kekuatannya atau magnitude (M), gempabumi dapat dibedakan atas :

1. Gempabumi sangat besar dengan magnitude lebih besar dari 8 SR.

2. Gempabumi besar magnitude antara 7 hingga 8 SR.

3. Gempabumi merusak magnitude antara 5 hingga 6 SR.

4. Gempabumi sedang magnitude antara 4 hingga 5 SR.

5. Gempabumi kecil dengan magnitude antara 3 hingga 4 SR .

6. Gempabumi mikro magnitude antara 1 hingga 3 SR .

7. Gempabumi ultra mikro dengan magnitude lebih kecil dari 1 SR .

Berdasarkan kedalaman sumber (h), gempabumi digolongkan atas :

1. Gempabumi dalam h > 300 Km .

2. Gempabumi menengah 80 < h < 300 Km .

3. Gempabumi dangkal h < 80 Km .

Berdasarkan tipenya Mogi membedakan gempabumi atas:

Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 22

1. Type I : Pada tipe ini gempa bumi utama diikuti gempa susulan tanpa

didahului oleh gempa pendahuluan (fore shock).

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

gempa pendahuluan dan selanjutnya diikuti oleh gempa susulan yang

cukup banyak.

.3 Type III : Tidak terdapat gempa bumi utama. Magnitude dan jumlah

gempabumi yang terjadi besar pada periode awal dan berkurang pada

periode akhir dan biasanya dapat berlangsung cukup lama dan bisa

mencapai 3 bulan. Tipe gempa ini disebut tipe swarm dan biasanya terjadi

pada daerah vulkanik seperti gempa gunung Lawu pada tahun 1979.

( Ibrahim, 2005)

3.5 Proses Terjadinya Gempa Bumi

Kepulauan Indonesia terletak pada pertemuan 3 lempeng utama dunia

yaitu lempeng Australia, Eurasia, dan Pasifik. Lempeng Eurasia dan Australia

bertumbukan di lepas pantai barat Pulau

Pada umumnya lempeng samudra akan menyusup ke bawah lempeng

benua, hal ini disebabkan lempeng samudra mempunyai densitas yang lebih besar

dibandingkan dengan lempeng benua. Apabila tegangan tersebut telah sedemikian

besar sehingga melampaui kekuatan kulit bumi, maka akan terjadi patahan pada

kulit bumi tersebut di daerah terlemah. Kulit bumi yang patah tersebut akan

melepaskan energi atau tegangan sebagian atau seluruhnya untuk kembali ke

keadaan semula. Peristiwa pelepasan energi ini disebut gempabumi.

(http://earthquake.usgs.gov/image_glossary/index.html)

3.6 Penyebaran Gempa Bumi

Gempa bumi biasanya terjadi pada jalur – jalur utama gempa, secara garis

besar dikelompokan menjadi 3 yaitu :

1. Jalur utama gempa bumi Circum Pacifik : Jalur ini dimulai dari Cardilleras de

Los Andes (Chili, Equador, Carbia) Amerika tengah, Mexico, California

British, Colombia, Alaska, Aleution Island, jepang, Taiwan, Filipina,

Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 23

Indonesia (Sulawesi Utara, Irian Jaya), Melanesia, Polynesia dan berakhir di

New Zeland.

2. Jalur utama gempa bumi Trans Asiatic : Jalur ini dimulai dari Azores,

Mediteran (Maroko, Portugal, Itali, Balkan, Rumania) Turki, Caucacus, Irak,

Iran, Argentina, Himalaya, Burma, Indonesia (Sumatra, Jawa, Nusa Tenggara,

Maluku, Banda).

3. Jalur Utama gempa bumi Mid Atlantik : Jalur ini mengikuti Mid Atlantik

Ridge yaitu Split Berger dan Atlantik Selatan.

Gambar 3.12 Jalur gempa bumi di dunia

Sebagian besar gempa bumi tektonik yang terjadi di bumi ini tergabung

dalam jalur Circum Pacifik, oleh karena itu di Indonesia frekuensi gempa bumi

yang tergabung dalam jalur tersebut lebih besar daripada gempa bumi yang terjadi

sepanjang Sumatra – Jawa – Nusa Tenggara yang tergabung dalam jalur Trans

Asiatic. Beruntung sekali bahwa daerah – daerah gempa bumi di Indonesia yang

tergabung dalam jalur Circum Pasifik ini sebagian besar terdiri atas lautan,

ataupun setidak – tidaknya terdiri atas pulau – pulau yang umumnya tidak padat

penduduk atau bangunannya. Sehingga bencana dan kerusakan bangunan akibat

gempa bumi didaerah ini relatif kecil, apabila dibandingkan dengan frekuensi

gempa yang begitu tinggi pada jalur Circum Pacifik ini. Dilain pihak walaupun

gempa bumi yang termasuk dalam jalur Trans Asiatik mempunyai frekuensi yang

lebih kecil, akan tetapi untuk Indonesia daerah – daerah yang dilewati jalur ini

merupakan daerah yang padat penduduk dan bangunannya, seperti pulau Jawa dan

Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 24

Sumatra, sehingga daerah ini tercatat lebih sering terjadi bencana gempa bumi.

(Ismail, 1989)

Menurut data – data yang ada hampir 70% dari gempa bumi tektonik yang

terjadi di bumi ini tergabung dalam jalur Circum Pacifik, oleh karenanya juga di

Indonesia frekuensi gempa bumi yang tergabung dalam jalur tersebut lebih besar

dari pada gempa bumi yang terjadi sepanjang Sumatra – Jawa – Nusa Tenggara

yang tergabung dalam jalur Trans Asiatic. Beruntung sekali bahwa daerah –

daerah gempa bumi di Indonesia yang tergabung dalam jalur Circum Pasifik ini

sebagian besar terdiri atas lautan, ataupun setidak – tidaknya terdiri atas pulau –

pulau yang umumnya tidak padat penduduk atau bangunannya. Sehingga bencana

dan kerusakan bangunan akibat gempa bumi didaerah ini relatif kecil, apabila

dibandingkan dengan frekuensi gempa yang begitu tinggi pada jalur Circum

Pacifik ini. Dilain pihak walaupun gempa bumi yang termasuk dalam jalur Trans

Asiatik mempunyai frekuensi yang lebih kecil, akan tetapi untuk Indonesia

daerah-daerah yang dilewati jalur ini merupakan daerah yang padat penduduk dan

bangunannya, seperti pulau Jawa dan Sumatra, sehingga daerah ini tercatat lebih

sering terjadi bencana gempa bumi. (Ismail, 1989)

3.7 Gelombang Seismik

Gelombang seismik adalah gelombang mekanis yang muncul akibat

adanya gempa bumi. Sedangkan gelombang secara umum adalah fenomena

perambatan gangguan dalam medium sekitarnya. Gangguan ini mula-mula terjadi

secara lokal yang menyebabkan terjadinya osilasi (pergeseran) kedudukan

partikel-partikel medium, osilasi tekanan maupun osilasi rapat massa. Karena

gangguan merambat dari suatu tempat ke tempat lain, berarti ada transportasi

energi.

Gelombang seismik disebut juga gelombang elastik karena osilasi partikel-

partikel medium terjadi akibat interaksi antara gaya gangguan (gradien stress)

malawan gaya-gaya elastik. Dari interaksi ini muncul gelombang longitudinal,

gelombang transversal dan kombinasi diantara keduanya. Apabila medium hanya

Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 25

memunculkan gelombang longitudinal saja (misalnya di dalam fluida) maka

dalam kondisi ini gelombang seismik sering dianggap sabagai gelombang akustik.

Penyelidikan seismik dilakukan dengan cara membuat getaran dari suatu

sumber getar. Getaran tersebut akan merambat ke segala arah di bawah

permukaan sebagai gelombang getar. Gelombang yang datang mengenai lapisan-

lapisan batuan akan mengalami pemantulan, pembiasan, dan penyerapan. Respon

batuan terhadap gelombang yang datang akan berbeda-beda tergantung sifat fisik

batuan yang meliputi densitas, porositas, umur batuan, kepadatan, dan kedalama

batuan. Galombang yang dipantulkan akan ditangkap oleh geophone di

permukaan dan diteruskan ke instrument untuk direkam. Hasil rekaman akan

mendapatkan penampang seismik.

(http://duniaseismik.blogspot.com/2008/06/konsep-gelombang-seismik.html)

Secara garis besar gelombang seismik dibagi menjadi dua macam, yaitu:

1. Gelombang Badan (Body Wave)

Gelombang badan adalah gelolombang yang merambat melalui interior

bumi (di dalam bumi). Berdasarkan cara perambatannya gelombang ini terdiri dari

dua tipe, yaitu :

a.Gelombang P

Gelombang P adalah gelombang yang bersifat kompresi karena pada

umumnya energi lebih banyak ditransper dalam bentuk gelombang kompresip,

dan merupakan gelombang longitudinal dimana arah pergerakan partikel yang

dilewati bergerak searah dengan arah rambat gelombang atau arah getarannya

kedepan dan kebelakang. Gelombang ini menginduksi gerakan partikel medium

dalam arah penjalaran gelombang. Gelombang P dapat dicirikan sebagai

gelombang yang mempunyai waktu tiba paling awal jika tercatat pada

seismogram sehingga pada seismograf merekam gelombang P sebagai gelombang

seismik pertama yang dicatat. Gelombang ini tidak dapat merambat pada medium

padat dan cair, kecepatannya berkisar antara 8,5 km/sekon (dilapisan dalam)

sampai 6 km/sekon (dikerak bumi). Persamaan kecepatan gelombang P adalah

sebagai berikut:

Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 26

ρµκ

ρµλα 3/42 +

=+== sVp

Dimana :

- κs adalah modulus bulk medium yang dilewati gelombang seismik

- μ adalah modulus geser medium yang dilewati gelombang seismik

- ρ adalah densitas medium yang dilewati gelombang seismik.

Gambar 3.13 Gelombang primer (P)

b. Gelombang S

Gelombang S adalah gelombang transversal dimana arah pergerakan

partikelnya tegak lurus terhadap arah penjalaran gelombangnya sehingga

gelombang S dibagi menjadi gelombang S vertikal dan gelombang S horisontal.

Gelombang S dapat merambat pada semua jenis medium, tetapi kecepatannya

lebih rendah dibandingkan gelombang P yaitu sekitar 2/3 kecepatan gelombang P

atau 4 sampai 6 Km/sekon sehingga pada seismogeram gelombang S merupakan

gelombang yang tiba setelah gelombang P. Berikut adalah persamaan gelombang

S :

ρµβ == Vs

Dimana :

- μ adalah modulus geser medium yang dilewati gelombang seismik

- ρ adalah densitas medium yang dilewati gelombang seismik

Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 27

Gambar 3.14 Gelombang Sekunder (S)

Baik gelombang P maupun gelombang S dapat membantu ahli seismologi untuk

mencari letak hiposenter dan episenter gempa. Saat kedua gelombang ini berjalan

di dalam dan permukaan bumi, keduanya mengalami pemantulan (reflection) dan

pembiasan (refraction) atau membelok, persis seperti sebuah cahaya yang seolah

membelok saat menembus kaca bening. Para ahli seismologi memeriksa

pembelokan ini untuk menentukan darimana suatu gempa berasal.

2. Gelombang Permukaan (Surface Wave)

Gelombang permukaan merupakan gelombang kompleks dengan frekuensi

rendah dan amplitudo besar yang menjalar pada free surface media elastik semi

infinite, kecepatannya 500 sampai 600 m/s.Gelombang ini terdiri dari beberapa

tipe yaitu:

a. Gelombang rayleigh (R) merupakan gelombang permukaan yang gerakan

partikel mediumnnya merupakan kombinasi gerakan partikel median yang

disebabkan oleh gelombang P dan gelombang S.

Gambar 3.15 Gelombang rayleigh (R)

Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 28

b. Gelombang love merupakan gelombang permukaan yang menjalar dalam

bentuk gelombang transversal. Gerakan partikel akibat penjalaran

gelombang love sama atau mirip dengan gelombang S. Kecepatan

penjalaran gelombang love tergantung dengan panjang gelombangnya dan

bervariasi sepanjang penjalarannya. Gelombang love lebih cepat dari pada

gelombang R sehingga lebih dahuhlu sampai dibanding gelombang R pada

suatu seismograf.

Gambar 3.16 Gelombang love

3.8 Parameter Gempa Bumi

Setiap kejadian gempabumi akan menghasilkan informasi seismik berupa

rekaman sinyal berbentuk gelombang yang setelah melalui proses manual atau

non manual akan menjadi data bacaan fase (phase reading data). Informasi

seismik selanjutnya mengalami proses pengumpulan, pengolahan dan analisis

sehingga menjadi parameter gempabumi (Ibrahim, 2005). Parameter gempabumi

tersebut meliputi Waktu kejadian gempabumi, Lokasi episenter, Kedalaman

sumber gempabumi, Kekuatan gempabumi, dan Intensitas gempabumi :

1. Waktu kejadian gempabumi (Origin Time)

Waktu kejadian gempabumi (Origin Time) adalah waktu terlepasnya

akumulasi tegangan (stress) yang berbentuk penjalaran gelombang gempabumi

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

UTC (Universal Time Coordinated).

2. Lokasi episenter

Episenter adalah titik di permukaan bumi yang merupakan refleksi tegak

lurus dari Hiposenter atau Fokus gempabumi. Lokasi Episenter dibuat dalam

Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 29

sistem koordinat kartesian bola bumi atau sistem koordinat geografis dan

dinyatakan dalam derajat lintang dan bujur.

3. Kedalaman sumber gempabumi (Depth)

Kedalaman sumber gempabumi adalah jarak hiposenter dihitung tegak

lurus dari permukaan bumi. Kedalaman dinyatakan oleh besaran jarak dalam

satuan kilometer. (Ibrahim, 2005)

4. Kekuatan gempabumi (Magnitude)

Kekuatan gempabumi atau Magnitude adalah ukuran kekuatan

gempabumi, menggambarkan besarnya energi yang terlepas pada saat gempabumi

terjadi dan merupakan hasil pengamatan Seismograf. Magnitude menggunakan

skala Richter (SR). Konsep Magnitude Gempabumi sebagai skala kekuatan relatif

hasil dari pengukuran fase amplitude dikemukakan pertama kali oleh K. Wadati

dan C. Richter sekitar tahun 1930. (Lay. T and Wallace. T.C,1995).

Kekuatan gempabumi dinyatakan dengan besaran Magnitude dalam skala

logaritma basis 10. Suatu harga Magnitude diperoleh sebagai hasil analisis tipe

gelombang seismik tertentu (berupa rekaman getaran tanah yang tercatat paling

besar) dengan memperhitungkan koreksi jarak stasiun pencatat ke episenter.

Dewasa ini terdapat empat jenis Magnitude yang umum digunakan yaitu :

Magnitude lokal, Magnitude bodi, Magnitude permukaan dan Magnitude momen.

1. Magnitude Lokal (ML)

Magnitude lokal (ML) pertama kali diperkenalkan oleh Richter di awal

tahun 1930-an dengan menggunakan data kejadian gempabumi di daerah

California yang direkam oleh Seismograf Woods-Anderson. Menurutnya dengan

mengetahui jarak episenter ke seismograf dan mengukur amplitude maksimum

dari sinyal yang tercatat di seismograf maka dapat dilakukan pendekatan untuk

mengetahui besarnya gempabumi yang terjadi.

Magnitude lokal mempunyai rumus empiris sebagai berikut :

ML = log a + 3 log ∆ - 2.92

Dengan

Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 30

a = amplitude getaran tanah (µm),

∆ = jarak Stasiun pencatat ke sumber gempabumi (km) dengan ∆ ≤ 600 km.

Saat ini penggunaan ML sangat jarang karena pemakaian seismograf Woods-

Anderson yang tidak umum. Selain itu penggunaan kejadian gempabumi yang

terbatas pada wilayah California dalam menurunkan persamaan empiris membuat

jenis magnitude ini paling tepat digunakan untuk daerah tersebut saja. Karena itu

dikembangkan jenis magnitude yang lebih tepat untuk penggunaan yang lebih luas

dan umum.

2. Magnitude Body (mb)

Terbatasnya penggunaan magnitude lokal untuk jarak tertentu membuat

dikembangkannya tipe magnitude yang bisa digunakan secara luas. Salah satunya

adalah mb atau magnitude body (Body-Wave Magnitude). Magnitude ini

didefinisikan berdasarkan catatan amplitude dari gelombang P yang menjalar

melalui bagian dalam bumi. Secara umum dirumuskan dengan persamaan :

mb = log ( a / T ) + Q ( h,∆ )

Dengan

a = amplitudo getaran (µm)

T = Periode getaran (detik) dan

Q ( h,∆ ) = koreksi jarak ∆ dan kedalaman h yang didapatkan dari pendekatan

empiris.

3. Magnitude Permukaan (Ms)

Selain Magnitude bodi dikembangkan pula Ms, Magnitude permukaan

(Surface-wave Magnitude). Magnitude tipe ini didapatkan sebagai hasil

pengukuran terhadap gelombang permukaan (surface waves). Untuk jarak ∆ > 600

km seismogram periode panjang (long-period seismogram) dari gempabumi

dangkal didominasi oleh gelombang permukaan. Gelombang ini biasanya

mempunyai periode sekitar 20 detik. Amplitude gelombang permukaan sangat

tergantung pada jarak ∆ dan kedalaman sumber gempa h. Gempabumi dalam tidak

Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 31

menghasilkan gelombang permukaan, karena itu persamaan Ms tidak memerlukan

koreksi kedalaman. Magnitude permukaan mempunyai bentuk rumus sbb:

Ms = log a + α log ∆ + β

Dengan a = amplitude maksimum dari pergeseran tanah horisontal pada periode

20 detik, ∆ = Jarak (km), α dan β adalah koefisien dan konstanta yang didapatkan

dengan pendekatan empiris. Persamaan ini digunakan hanya untuk gempa dengan

kedalaman sekitar 60 km. Hubungan antara Ms dan mb dapat dinyatakan dalam

persamaan :

mb = 2.5 + 0.63 Ms

atau Ms = 1.59 mb – 3.97

4. Magnitude Momen (Mw)

Kekuatan gempabumi sangat berkaitan dengan energi yang dilepaskan

oleh sumbernya. Pelepasan energi ini berbentuk gelombang yang menjalar ke

permukaan dan bagian dalam bumi. Dalam penjalarannya energi ini mengalami

pelemahan karena absorbsi dari batuan yang dilaluinya, sehingga energi yang

sampai ke stasiun pencatat kurang dapat menggambarkan energi gempabumi di

hiposenter.

Berdasarkan Teori Elastik Rebound diperkenalkan istilah momen seismik

(seismic moment). Momen seismik dapat diestimasi dari dimensi pergeseran

bidang sesar atau dari analisis karakteristik gelombang gempabumi yang direkam

di stasiun pencatat khususnya dengan seismograf periode bebas (broadband

seismograph).

Mo = µ D A

Dengan Mo = momen seismik, µ = rigiditas, D = pergeseran rata-rata bidang

sesar, A = area sesar.

Secara empiris hubungan antara momen seismik dan magnitude permukaan dapat

dirumuskan sebagai berikut:

log Mo = 1.5 Ms + 16.1

Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 32

Ms = magnitude permukaan (Skala Richter). Lay. T and Wallace. T. C, (1995)

memperkenalkan Magnitude momen (moment magnitude) yaitu suatu tipe

magnitude yang berkaitan dengan momen seismik namun tidak bergantung dari

besarnya magnitude permukaan :

Mw = ( log Mo / 1.5 ) – 10.73

Dengan Mw = magnitude momen, Mo = momen seismik.

Meskipun dapat menyatakan jumlah energi yang dilepaskan di sumber

gempabumi dengan lebih akurat, namun pengukuran magnitude momen lebih

komplek dibandingkan pengukuran magnitude ML, Ms dan mb. Karena itu

penggunaannya juga lebih sedikit dibandingkan penggunaan ketiga magnitude

lainnya.(Lay. T dan Wallace. T. C, 1995).

5. Intensitas Gempa Bumi

Sebelum manusia mampu mengukur magnitudo gempa, besarnya gempa

hanya dinyatakan berdasarkan efek yang diberikan terhadap manusia, alam,

struktur bangunan buatan manusia, dan reaksi hewan. Besarnya gempa yang

ditentukan melalui observasi semacam ini dinamakan dengan intensitas gempa.

Skala intensitas pertama kali diperkenalkan pada tahun 1883 oleh seorang

seismologis Italia M.S. Rossi dan ilmuwan Swiss F. A. Forel yang dikenal dengan

skala Rossi-Forel. Skala ini kemudian dikembangkan lagi pada tahun 1902 oleh

seorang seismologis Itali Giuseppe Mercalli. Lalu pada tahun 1931, seismologis

Amerika, H. O. Wood dan Frank Neuman mengadaptasi standar yang telah

ditetapkan Mercalli untuk kondisi di California, dan menghasilan skala Modified

Mercalli Intensity (MMI).

Beberapa skala intensitas gempa yang lain adalah:

1. Japan Meteorological Agency (JMA), ditemukan tahun 1951, hingga kini

digunakan untuk mengukur kekuatan gempa di Jepang.

2. Medvedev, Sponheuer, Karnik (MSK), ditemukan tahun 1960-an.

3. European Microseismic Scale (EMS), ditemukan tahun 1990-an.

Karena sifatnya yang kualitatif, skala intensitas sangat subjektif dan sangat

tergantung pada kondisi lokasi dimana gempa terjadi. Gempa dengan magnitudo

Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 33

yang sama, namun terjadi di dua tempat yang berbeda mungkin akan memberikan

nilai intensitas yang berbeda.

(http://disaster.elvini.net/earthquake.cgi)

Namun demikian antara skala magnitudo dan skala intensitas dapat dibuat

kesetaraannya, seperti contoh perbandingan skala Richter dan MMI di bawah ini.

Skala MMI Skala RichterI. Tidak terasa.

II. Sangat sedikit yang merasakan.

2.5 Secara umum tidak terasa, tapi

tercatat pada seismograf.III. Cukup banyak yang merasa, namun

tidak menyadari sebagai gempa.

IV. Di dalam ruang terasa, seperti ada

truk yang menabrak gedung.

V. Terasa oleh hampir setiap orang,

yang tidur terjaga, pohon berayun,

tiang bergoyang.

3.5 Dirasakan oleh banyak orang.

VI. Dirasakan oleh semua, orang²

berlarian ke luar, perabotan

bergerak, kerusakan ringan terjadi.

VII. Semua orang lari keluar,

bangunan² berstruktur lemah

rusak, kerusakan ringan terjadi

dimana-mana.

4.5 Kerusakan lokal dapat terjadi.

VIII. Bangunan² berstruktur terencana

rusak, sebagian runtuh.

IX Seluruh gedung mengalami

kerusakan cukup parah, banyak yg

bergeser dari pondasinya, tanah

mengalami keretakan.

6.0 Menimbulkan kerusakan hebat.

X. Sebagian besar struktur bangunan

rusak parah, tanah mengalami

keretakan besar.

7.5 Gempa berkekuatan besar.

XI. Hampir seluruh struktur bangunan

runtuh, jembatan patah, retak pada

8.0 ke atas Gempa yg sangat dahsyat.

Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 34

tanah sangat lebar.

XII. Kerusakan total. Gelombang

terlihat jelas di tanah, objek²

berhamburan.Tabel 3.1 Perbandingan skala Richter dan MMI

(Santoso, 2002)

3.9 Energi Gempabumi

Bentuk energi yang dilepaskan saat terjadinya gempabumi antara lain

adalah energi deformasi gelombang. Energi deformasi dapat dilihat pada

perubahan bentuk volume sesudah terjadinya gempa bumi, seperti misalnya tanah

naik, tanah turun, pergeseran batuan, dan lain-lain. Sedangkan energi gelombang

akan menggetarkan medium elastis disekitarnya dan akan menjalar ke segala arah.

Pemancaran energi gempa bumi dapat besar ataupun kecil, hal ini

tergantung dari karakteristik batuan yang ada dan besarnya stress yang dikandung

oleh suatu batuan pada suatu daerah. Pada suatu batuan yang rapuh ( batuan yang

heterogen ), stress yang dikandung tidak besar karena langsung dilepaskan

melalui terjadinya gempa gempa-gempa kecil yang banyak. Sedangkan untuk

batuan yang lebih kuat ( batuan yang homogen ), gempa kecil tidak terjadi

( jarang terjadi ) sehingga stress yang dikandung sangat besar dan pada suatu saat

batuannya tidak mampu lagi menahan stress, maka akan terjadi gempa dengan

magnitude yang besar.

Dengan kata lain untuk batuan yang lebih rapuh ( heterogen ), energi yang

dikumpulkan tidak terlalu besar karena langsung dilepaskan dalam bentuk

gelombang seismik, sedangkan untuk batuan yang lebih kuat, energinya akan

dikumpulkan dalam waktu relatif lebih lama sehingga pada saat dilepaskan

(karena batuan sudah tidak mampu lagi menahan stress), energinya sudah

terkumpul banyak dan gempabumi yang terjadi akan lebih besar.

Energi gempa bumi dapat ditaksir dari pengamatan makroseismik, tetapi

biasanya tidak diperoleh hasil yang memadai. Gelombang seismik merupakan

bentuk energi yang paling mudah dideteksi yaitu dengan cara pencatatan pada

alat. Dengan menggunakan data ini kita dapat menaksir energi gempabumi yang

memadai. Ukuran besarnya energi gempabumi ditentukan dengan hasil catatan Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 35

amplitudo gelombang seismik yang dinyatakan dengan istilah Magnitude

gempabumi. (Ibrahim, 2005)

Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 36


Top Related