Mengenai kesimpulan dan saran untuk pengembangan penelitian berikutnya.
6
BAB II
DASAR TEORI
2.1 Teori Gempa BumiDi Indonesia gempabumi yang sering menimbulkan kerugian dan korban adalah gempa bumi tektonik. Gempa bumi tektonik disebabkan oleh pergeseran lempeng-lempeng tektonik. Menurut teori lempeng tektonik kerak bumi terpecah-pecah menjadi bagian yang disebut lempeng bumi (plate). Lempeng-lempeng tersebut bergerak dengan arah dan kecepatan berbeda. Menurut teori konveksi pergerakan ini disebabkan oleh arus konveksi. Maksudnya bumi yang terdiri dari lithosfer dan Asthenosfer yang bersuhu tinggi timbul arus yang disebut arus konveksi.
Teori tektonik lempeng menyatakan bahwa kerak bumi tersusun atas beberapa lempeng tektonik besar . lempeng tektonik adalah litosfer bumi yang terdiri dari mantel dan kerak bumi yang mengapung diatas asthenosfer yang cair dan panas . Adanya gaya tektonik yang timbul akibat arus konveksi di dalam mantel bumi, maka lempeng tektonik akan saling bergerak, bertumbukan serta bergeser satu sama lain. Oleh karena itu timbul tekanan yang menyebabkan lempeng-lempeng tersebut terpecah-pecah atau patah menjadi lempeng-lempeng tektonik yang lebih kecil.
7 Batas-batas lempeng merupakan suatu daerah yang secara tektonik sangat aktif. Secara umum batas-batas lempeng terdiri dari tiga jenis:
1. Zona Konvergen
Zona ini ditandai dengan adanya dua lempeng yang berbatasan, bergerak dengan arah yang saling mendekati. Zona konvergen dapat dibedakan menjadi dua jenis yaitu:
a. Zona Tumbukan
Pada zona ini kedua lempeng bergerak saling mendekati sehingga pada batas-batas kedua lempeng cenderung melipat ke atas dan membentuk pegunungan lipatan.
b. Zona Subduksi
Pada zona ini ke dua lempeng saling bertumbukan (lempeng benua dan lempeng samudera). Lempeng yang lebih berat (lempeng samudera) akan menunjam di bawah lempeng yanglebih ringan (lempeng benua). Hasil aktifitas tektonik semacam ini berupa rangkaian gunung api. 2. Zona Divergen
Zona ini ditandai dengan adanya dua lempeng yang berbatasan bergerak dengan arah saling menjauhi sehingga membentuk pegunungan (ridge) yang terdapat di tengah samudera. Zona ini ditandai dengan pembentukan materi-materi lempeng.
3. Zona Singgungan
Zona ini ditandai dengan dua lempeng yang saling bergerak relatif sejajar satu dengan yang lain sehingga terjadi gesekan pada bidang batas
8 lempeng. Akibat gesekan ini akan timbul gempa-gempa dangkal yang dapat membawa bencana.
Gambar 2.1 Batas-batas lempeng Tektonik 2.2 Macam- Macam Gempa Bumi
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.
9 Gambar 2.2 Skematik dari proses terjadinya gempabumi tektonik.
2. Gempabumi Vulkanik atau Gempabumi Gunung Api
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.
10 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.
Berdasarkan kedalaman sumber gempa bumi, gempa bumi dibedakan menjadi:
Gempa bumi dangkal (kedalaman 0 – 60 km)
Gempa bumi dangkal menimbulkan efek goncangan yang lebih dahsyat di bandingkan gempa bumi dalam, karena letak fokus lebih dekat ke permukaan.
Gempa bumi menengah (kedalaman 61 – 300 km)
Gempa bumi menengah terletak pada kedalaman di bawah kerak bumi, sehingga digolongkan sebagai gempa bumi yang tidak berasosiasi dengan penampakan retakan atau patahan di permukaan, namun gempa bumi ini masih dapat diperkirakan mekanisme terjadinya.
Gempa bumi dalam (kedalaman > 300 km)
Gempa bumi dalam ini sebenarnya relatif sering terjadi, namun karena berada pada kedalaman lebih dari 300 km maka manusia tidak merasakan getarannya.
Berdasarkan parameter , parameter sumber gempa bumi antara lain:
Waktu terjadinya gempa bumi (origin time) adalah waktu terlepasnya akumulasi tekanan (stress) yang berbentuk penjalaran gelombanggempa bumi.
11 Hiposenter yaitu lokasi terjadinya gempa bumi (pusat gempa bumi) Episenter yaitu proyeksi hiposenter ke permukaan bumi (lintang,
bujur)
Magnitudo (kekuatan gempa bumi) yaitu ukuran energi yang terpancarkan oleh sumber gempa bumi, biasanya dinyatakan dalam Skala Richter (SR)
Intensitas yaitu skala dampak kerusakan yang dialami di permukaan bumi akibat gempa bumi, biasanya dinyatakan dalam skala MMI (Modified Mercally Intencity) dengan skala terendah I dan akala tertinggi VII.
2.3Gelombang Seismik
Mekanisme gempabumi dikontrol oleh pola penjalaran gelombang seismik di dalam bumi. Pola mekanisme ini tergantung pada medium penjalaran atau keadaan struktur kulit bumi serta distribusi gaya atau stress yang terjadi. Gelombang seismik adalah gelombang elastis yang menjalar di dalam bumi. Gelombang seismik dapat diklasifikasikan menjadi dua kelompok yaitu gelombang badan (body wave) dan gelombang permukaan (surface wave).
1. Gelombang badan (body wave) adalah gelombang yang merambat melalui lapisan dalam bumi.
Gelombang ini terdiri dari 2 macam gelombang yaitu :
a. Gelombang Longitudinal (P) yaitu gelombang yang arah rambatnya searah dengan arah getar partikel medium yang dilewatinya.
12 b. Gelombang Transversal (S) yaitu gelombang yang arah rambatnya
tegak lurus terhadap arah gerak partikel medium yang dilewatinya. 2. Gelombang Permukaan yaitu gelombang yang menjalar sepanjang
permukaan atau pada suatu lapisan dalam bumi, gelombang ini terdiri dari: a. Gelombang Love (LQ) dan gelombang Rayleigh (LR) yaitu gelombang
yang menjalar melalui permukaan yang bebas dari bumi.
b. Gelombang Stonely, seperti gelombang Rayleigh (LR) tetapi menjalarnya melalui batas dua lapisan di dalam bumi.
c. Gelombang Channel, yang menjalar melalui lapisan yang berkecepatan rendah di dalam bumi.
Gambar 2.3 Sifat penjalaran gelombang seismik
Gelombang primer merupakan gelombang longitudinal atau gelombang kompresional, gerakan partikelnya sejajar dengan arah perambatannya. Sedang gelombang sekunder merupakan gelombang transversal atau gelombang shear, gerakan partikelnya terletak pada suatu bidang yang tegak lurus dengan arah penjalarannya.
13 Gelombang kompresional disebut gelombang primer (P) karena kecepatannya paling tinggi diantara gelombang yang lain dan tiba pertama kali. Sedang gelombang shear disebut gelombang sekunder (S) karena tiba yang kedua setelah gelombang P. Gelombang sekunder terdiri dari dua komponen, yaitu gelombang SH dengan gerakan partikel horizontal dan gelombang SV dengan gerakan partikel vertikal.
Sifat penjalaran gelombang P yang langsung adalah bahwa gelombang ini akan menjadi hilang pada jarak lebih besar dari 130º, dan tidak terlihat sampai dengan jarak kurang dari 140º. Hal tersebut disebabkan karena adanya inti bumi. Gelombang langsung P akan menyinggung permukaan inti bumi pada jarak 103º dan pada jarak yang akan mengenai inti bumi pada jarak 144º. Gelombang P akan timbul kembali yaitu gelombang yang menembus inti bumi dengan dua kali mengalami refraksi. Menghilangnya gelombang P pada jarak 103º memungkinkan untuk menghitung kedalaman lapisan inti bumi.
Gambar 2.4 Penjalaran Gelombang P & S di dalam bumi
Walaupun gelombang body dapat menjalar ke segala arah di permukaan bumi, namun tetap tidak dapat menembus inti bumi sebagai gelombang transversal. Keadaan ini membuktikan bahwa inti luar bumi berupa fluida. Untuk
14 penelitian tetap diasumsikan keadaan homogen, yaitu bagian luar bumi dan inti bumi (dua media homogen yang berbeda).
2.4 Teori Pegas Elastis
Proses terjadinya gempabumi tektonik dapat didefinisikan sebagai berikut. Misalkan dua lempeng yang saling bergerak relatif terhadap sesamanya, pergerakan ini menimbulkan gesekan di sepanjang bidang batas kedua lempeng tersebut. Gesekan kedua lempeng tersebut diasumsikan bersifat elastis, dapat menimbulkan suatu energi yang disebut energi elastis. Kalau hal ini terjadi terus menerus, maka terjadi akumulasi energi yang besar, pada saat kondisi tertentu dimana batuan tersebut tidak mampu menahan lagi stress/tekanan/gaya yang ditimbulkan oleh gerakan relatif tersebut, energi elastis yang terakumulasi akan dilepaskan secara tiba-tiba dalam bentuk gelombang elastis yang menjalar ke segala arah. maka gempabumi tersebut terjadi dan dirasakan sebagai suatu getaran. Terjadinya gempabumi dapat dijelaskan dengan teori pegas elastis (Elastic Rebond Theory) pada gambar 2.2
.
Gambar 2.5 Mekanisme gempabumi yang menjadi sumber gempa tektonik. Garis tebal vertikal menunjukan pecahan atau sesar pada bagian bumi yang padat.
Pada keadaan I menunjukan suatu lapisan yang belum terjadi perubahan bentuk geologi. Karena di dalam bumi terjadi gerakan yang terus-menerus, maka
15 akan terdapat stress yang lama kelamaan akan terakumulasi dan mampu merubah bentuk geologi dari lapisan batuan.
Keadaan II menunjukan suatu lapisan batuan telah mendapat dan mengandung stress dimana telah terjadi perubahan bentuk geologi. Untuk daerah A mendapat stress ke atas, sedang daerah B mendapat stress ke bawah. Proses ini berjalan terus sampai stress yang terjadi (dikandung) di daerah ini cukup besar untuk merubahnya menjadi gesekan antara daerah A dan daerah B. Lama kelamaan karena lapisan batuan sudah tidak mampu lagi untuk menahan stress, maka akan terjadi suatu pergerakan atau perpindahan yang tiba-tiba sehingga terjadilah patahan. Peristiwa pergerakan secara tiba-tiba ini disebut gempabumi.
Pada keadaan III menunjukan lapisan batuan yang sudah patah, karena adanya pergerakan yang tiba-tiba dari batuan tersebut. Gerakan perlahan-lahan sesar ini akan berjalan terus, sehingga seluruh proses diatas akan diulangi lagi dan sebuah gempa akan terjadi lagi setelah beberapa waktu lamanya, demikian seterusnya.
2.5 Teori Dasar Mekanisme Fokus 2.5.1 Teori Kopel Ganda
Gaya kopel ganda menyatakan sumber gempa bekerja empat gaya sama besar dan berlawanan arah yang berlaku sebagai sepasang momen gaya yang saling tegak lurus. Sistem ini dapat menerangkan posisi gaya yang bekerja pada akhir proses patahnya atau bergesernya suatu lapisan sesuai teori pegas elastis (Elastis Rebound Theory). Teori ini dapat juga menerangkan polaritas gelombang P dari tempat gempa bumi alami.
16
Model kopel ganda Model equivalen force Sumber sesar sebenarnya Pola radiasi gelombang S Gambar 2.6 Sistem gaya Kopel ganda
Karakteristik model kopel ganda :
a. Asumsi sumber titik : Dengan asumsi bahwa sumber gempa adalah sebuah titik. Hal ini cocok apabila jarak hyposenter dan stasiun lebih besar dari ukuran sesar.
b. Konfigurasi sistem gaya kopel ganda : Model ini mempunyai dua pasang gaya yang masing-masing mempunyai magnitude yang sama dan berlawanan arah.
c. Ekuivalen sistem gaya kopel ganda dengan dislokasi geser (gerak sesar): Sistem gaya kopel ganda menghasilkan medan perpindahan yang sama terhadap sumber gempa seperti yang sama berkenaan dengan dislokasi geser (shear dislocation) disepanjang sesar.
17 Salah satu dari dua orientasi kopel ganda merupakan orientasi dari sesar, sehingga kopel ganda menghasilkan dua orientasi bidang sesar yang mungkin terjadi.
2.5.2 Diagram Mekanisme Pusat Gempa
Studi mekanisme pusat gempa bertujuan untuk menentukan model sesar gempa berdasarkan bidang nodal dari hasil pengamatan polaritas gelombang P yang dipancarkan oleh hiposenter. Jika stasiun seismograf yang melingkupi pusat gempa cukup banyak maka dengan mudah dapat dipisahkan antara kelompok stasiun yang merekam kompresi dan kelompok stasiun yang merekam dilatasi. Kadang-kadang jumlah stasiun tidak cukup sehingga tidak semua gempa dapat ditentukan solusi mekanisme pergerakan pusat gempanya.
Untuk menggambarkan distribusi polaritas gerakan awal gelombang P secara global dapat digunakan prosedur grafik untuk menentukan dua bidang nodal. Hiposenter diasumsikan sebagai bola dengan radius sangat kecil yang disebut bola pusat gempa (gambar 2.7). Gelombang gempa mencapai stasiun seismograf S meninggalkan bola pusat gempa dengan sudut elevasi i dan azimuth
Ф. Ditentukan S pada bola pusat gempa dengan polaritas gelombang P kompresi atau dilatasi yang diamati di stasiun seismograf S. Prosedur ini dilakukan untuk semua stasiun yang merekam getaran gempa sehingga diperoleh polaritas gelombang P secara global yang yang dipancarkan dari hiposenter. Metode ini didasarkan pada kenyataan bahwa polaritas gerakan awal gelombang langsung P tidak berubah selama penjalarannya sehingga polaritas pada bola pusat gempa masih sama dengan polaritas pada hiposenter.
18 Untuk kasus gelombang seismik refleksi seperti gelombang P, polaritas gerakan awal akan berubah sebaliknya setelah meninggalkan bidang refleksi. Karena bola pusat gempa merupakan bentuk dimensi ruang maka polaritas gerakan awal gelombang P akan terdistribusi dalam tiga dimensi.
Hal ini sangat sulit untuk diinterpretasikan secara visual (gambar 2.8). Untuk mengatasi masalah tersebut perlu dibuat proyeksi dari bentuk tiga dimensi ke bentuk dua dimensi yang disebut sebagai diagram mekanisme pusat gempa yang lebih mudah dibuat interpretasinya secara visual (gambar 2.9).
Δ = Sudut yang dibentuk dari Episenter searah jarum jam ( º ) I = Sudut keberangkatan sinar atau take off ( º )
S‟ = Hiposenter gempa
19 Gambar 2.8 gambaran tiga dimensi radiasi gelombang gempa model kopel
ganda.
Gambar 2.9 Proyeksi bola pusat gempa ke bidang equatorial.
Sebelum membuat diagram mekanisme pusat gempa perlu ditentukan lebih dahulu bagaimana cara menginterpretasikannya. Gambar 2.9 menunjukkan cara memproyeksikan dari bola pusat gempa ke diagram pusat gempa. Pada model
20 kopel ganda pola radiasi gelombang seismik simetri dengan hiposenter sehingga yang dapat diproyeksikan hanya setengah bola pusat gempa. Bola pusat gempa dibelah menjadi dua (bagian atas dan bawah) oleh bidang horizontal yang melalui
hiposenter. Polaritas data S‟ (kompresi atau dilatasi) pada belahan bola bagian bawah diproyeksikan ke titik pada diagram. Polaritas data pada belahan bola bagian atas simetri dengan data yang ada di belahan bola bagian bawah.
Dua bidang nodal dinyatakan pada diagram sebagai dua garis (gambar 2.10) Karena dua bidang tersebut tegak lurus satu sama lain maka masing-masing bidang saling berpotongan melalui pusatnya. Pusat ini merupakan vektor yang tegak lurus bidang. Arah vektor yang menjauhi hiposenter ditandai dengan titik potong antara vektor dan bola pusat gempa yang dinyatakan titik pada diagram. Gambar 2.10 menunjukkan titik potong tersebut sebagai titik A dan B pada garis nodal b dan a.
21 Dua garis nodal membagi diagram ke dalam empat kuadran kompresi dan dilatasi gelombang seismik. Kuadran kompresi biasanya dinyatakan dengan gambar arsiran. Pada diagram dapat dibaca parameter bidang nodal yang terdiri dari sudut strike, dip, dan rake (slip). Penting untuk diketahui bahwa salah satu dari bidang nodal merupakan sesar/patahan gempa.
Gambar 2.11 Bidang proyeksi luasan sama (bidang stereografis).
Gambar 2.11 digunakan untuk menentukan parameter bidang sesar/patahan dari diagram mekanisme pusat gempa. Bagian kanan gambar tersebut digunakan untuk menggambar garis nodal. Sedangkan bagian kiri digunakan untuk menentukan azimuth dan sudut busur pada garis nodal. Garis horizontal
22 digunakan untuk menentukan sudut atau bidang nodal yang diukur dari garis vertikal. Gambar 2.12 ; 2.13 dan 2.14 menunjukkan cara bagaimana menentukan strike, dip, rake, lokasi (plunge dan azimuth) sumbu P dan T pada diagram yang merupakan parameter bidang sesar.
Prosedur untuk menentukan parameter bidang sesar dapat dijelaskan sebagai berikut :
1. Untuk menentukan strike, posisi hanging wall di sebelah kanan arah strike dan diukur searah jarum jam dari arah utara (gambar 2.12).
2. Dip diukur dengan menggunakan setengah lingkaran bagian kanan (gambar 2.12).
23 3. Sumbu tekanan P dan sumbu tarikan T terletak pada titik 450 dari dua titik A dan B (gambar 2.13). Sumbu P di kuadran dilatasi dan sumbu T di kuadran kompresi dengan gambar arsiran. Perpotongan antara dua garis nodal disebut sumbu N (null) yang merupakan arah stress nol. Sumbu P, T, dan N ditentukan oleh azimuth (diukur searah jarum jam dari arah utara) dan plunge (diukur ke arah bawah dari horizontal). Kedua sudut tersebut diukur dengan menggunakan kertas stereografis. Tekanan dan tarikan menunjukkan arah gaya yang bekerja pada hiposenter, sedangkan kompresi dan dilatasi merupakan arah gerakan awal gelombang P seismogram.
Gambar 2.13 Penentuan sumbu P dan T 450 dari dua kutub pada garis nodal.
24 Jika pusat diagram (hiposenter) berada di kuadran kompresi (arsiran) maka sesar gempa disebut reverse fault dan jika berada di kuadran dilatasi maka disebut normal fault. Dengan kata lain bila sumbu T berada pada satu kuadran dengan pusat diagram akan diperoleh reverse fault. Sebaliknya bila sumbu P berada dalam kuadran yang sama dengan hiposenter maka akan dihasilkan normal fault. Jika pusat diagram berada pada atau dekat dua garis nodal maka akan dihasilkan strike slip fault.
4. Vektor slip untuk satu bidang nodal tegak lurus pada bidang nodal lainnya sehingga vektor slip untuk bidang nodal berhubungan dengan kutub vektor bidang nodal lainnya. Rake dari vektor slip didefinisikan dengan sudut antara arah strike dan vektor slip (kutub vektor) (gambar 2.14). Atau dengan kata lain :
i. Untuk normal fault, rake dari bidang nodal ditandai dengan –[sudut antara strike bidang dan kutub bidang yang lain].
ii. Untuk reverse fault rake bidang nodal diperoleh dengan 1800– [sudut antara strike bidang dan kutub bidang yang lain].
Sudut rake diukur menggunakan setengah lingkaran bagian gambar stereografis.
Sudut rake negatif untuk normal fault karena sudut rake negatif menunjukkan bahwa hangingwall block bergerak turun secara relatif terhadap footwall block. Untuk reverse fault bila vektor slip menunjuk ke arah atas dan diukur sudut antara arah strike dan kutub pada setengah lingkaran bagian atas. Untuk membuat diagram mekanisme pusat gempa digunakan setengah bola
25 bagian bawah kemudian mengkonversi sudut yang telah diukur pada setengah bola bagian bawah ke sudut rake dengan mengurangkan sudut tersebut dari 1800.
Gambar 2.14 Penentuan sudut rake pada reverse fault (kiri) dan normal fault (kanan).
2.6 Teori Mekanisme Dengan Metode Impuls Pertama Gelombang Primer (P)
Ketika gempabumi terjadi maka gelombang gempa bumi akan terpancarkan ke segala arah berbentuk phase gelombang. Fase awal yang tercatat lebih dahulu ialah gelombang P, karena memiliki kecepatan terbesar dari pada gelombang yang lainnya.
Arah gerakan pertama impuls dari gelombang P inilah yang kemudian di amati untuk mempelajari fokal mekanisme. Hal ini dapat disebabkan karena gelombang P yang paling jelas pembacaannya. dan alat yang digunakan pada umumnya ialah seismograf tipe vertikal sehingga pembacaan gelombang S menjadi sulit. Selain untuk menetukan gerakan awal gempa dan studi solusi
26 bidang sesar, metode ini penting untuk menetukan gerakan dari plate tektonik dan penting untuk menetukan gerakan relative dari Lithiosfer.
Solusi untuk menentukan arah dan orientasi menyebabkan terjadinya bidang sesar yang disebut sebagai “Fault Plane Solution”. Ada beberapa ketentuan dalam mempelajari solusi bidang sesar ini.:
a. Arah gerak awal gelombang P harus dianggap sama atau sesuai dengan arah gaya kopel yang bekerja di sumber gempa
Teori kopel ganda menyatakan bahwa pada sumber gempa bekerja empat gaya yang sama besar dan berlaku sebagai pasangan momen gaya yang saling tegak lurus.
Gambar 2.15 Sistem gaya kopel ganda
b. Fokus harus dianggap berbentuk bola didalam bumi dimana bumi dianggap homogen isotropis.
Gambar 2.16 Impuls gelombang P dan bola fokus
Sistem radiasi sistem kopel ganda
P P
P P
Earth surface
27 Pada dasarnya solusi bidang sesar adalah mencari dua bidang nodal orthogonal (orthogonal nodal plane) yang memisahkan gerakan pertama gelombang dalam kuadran kompresi dan dilatasi pada bola fokusnya.
Bola fokus adalah suatu ilustrasi dari sebuah bola yang berpusat di sumber gempa. Bola fokus meliputi jejak seismik yang menjalar dari sumber gempa sampai ke stasiun penerima. Untuk menetukan posisi suatu titik pada bola fokus yang memuat informasi impuls pertama gelombang primer (P) kompresi atau dilatasi, maka yang dipergunakan koordinat sudut sinar (i,), I menyatakan sudut keberangkatan gelombang yang lazim disebut incident angel. Dapat dihitung dari persamaan :
Dimana :
P = Parameter Gelombang Gempa (detik)
V(h) = Kecepatan gelombang pada kedalaman h (met/det) R = Jari-jari bumi (m)
h = Kedalaman Sumber Gempa (m) i = Sudut Keberangkatan Gelombang ( º )
adalah azimuth stasiun penerima yang diukur dari titik utara episenter ke stasiun penerima searah jarum jam. Dari hasil pengukuran dan i serta penentuan fase gelombang P, kemudian diplot pada bola fokus.
28 2.7 Penentuan Tipe Sesar
Sebuah sesar merupakan batas yang menghubungkan dua blok tektonik yang berdekatan. Sesar biasanya dipresentasikan secara geometri seperti pada gambar. Bidang sesar (fault plane) adalah sebuah bidang yang merupakan bidang tektonik antara dua blok tektonik. Sudut kemiringan sesar (Dip Angel) adalah sudut yang dibentuk antara bidang sesar dengan bidang horizontal. Vektor kemiringan (Dip Vektor) adalah vektor yang searah dengan kemiringan bidang sesar, sedangkan Vektor strike (Strike vector) adalah vektor yang sejajar dengan arah strike sesar.
Arah pergerakan sesar secara umum dapat dibedakan menjadi 3 jenis, yaitu :
1. Dip Slip Movement : Pergerakan sesar terjadi dalam arah sejajar dengan sudut kemiringan sesar. Pergerakan yang dominan adalah arah vertical.