PENENTUAN ANOMALI PERUBAHAN KECEPATAN
GELOMBANG PRIMER DENGAN KECEPATAN GELOMBANG
SEKUNDER
(
)
PADA DAERAH PAPUA BARAT
STUDI KASUS GEMPA BUMI MANOKWARI
Skripsi
Oleh:
AGUNG SATRIYO
106097003249
PROGRAM STUDI FISIKA
FAKULTAS SAINS DAN TEKNOLOGI
UNIVERSITAS ISLAM NEGERI SYARIF HIDAYATULLAH
JAKARTA
PENENTUAN ANOMALI PERUBAHAN KECEPATAN
GELOMBANG PRIMER DENGAN KECEPATAN
GELOMBANG SEKUNDER (Vp/Vs)
PADA DAERAH PAPUA BARAT
STUDI KASUS GEMPA BUMI MANOKWARI
SKRIPSI
Diajukan untuk Memenuhi Persyaratan Memperoleh Gelar Sarjana Sains (S.Si.) pada Fakultas Sains dan Teknologi
Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah Jakarta.
Oleh :
Agung Satriyo
NIM. 106 097 003 249
PROGRAM STUDI FISIKA
FAKULTAS SAINS DAN TEKNOLOGI
UNIVERSITAS ISLAM NEGERI SYARIF HIDAYATULLAH
JAKARTA
PENENTUAN ANOMALI PERUBAHAN KECEPATAN
GELOMBANG PRIMER DENGAN KECEPATAN
GELOMBANG SEKUNDER (Vp/Vs)
PADA DAERAH PAPUA BARAT
STUDI KASUS GEMPA BUMI MANOKWARI
Skripsi
Diajukan untuk Memenuhi Persyaratan Memperoleh
Gelar Sarjana Sains (S.Si.) pada Fakultas Sains dan Teknologi
Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah Jakarta.
Oleh :
Agung Satriyo
NIM. 106 097 003 249
Pembimbing I, Pembimbing II,
Drs. Sutrisno, M.Si. Edi Sanjaya, M.Si.
NIP. 19590202 198203 1005 NIP. 19730715 200212 1001
Mengetahui,
Ketua Program Studi Fisika
PENGESAHAN SKRIPSI
Skripsi berjudul “PENENTUAN ANOMALI PERUBAHAN KECEPATAN
GELOMBANG PRIMER DENGAN KECEPATAN GELOMBANG
SEKUNDER (Vp/Vs) PADA DAERAH PAPUA BARAT STUDI KASUS
GEMPA BUMI MANOKWARI” telah diujikan dalam sidang munaqasyah
Fakultas Sains dan Teknologi UIN Syarif Hidayatullah Jakarta pada 29 Juni 2010. Skripsi ini telah diterima sebagai salah satu syarat memperoleh gelar Sarjana Sains ( S.Si ) pada Program Studi Fisika.
Sidang Munaqasyah
Penguji I, Penguji II,
Ir. Asrul Aziz, M.SAE. Arif Tjahjono, ST, M.Si.
NIP. 19510617 198503 1001 NIP. 19751107 200701 1015
Mengetahui,
Dekan Fakultas Sains dan Teknologi Ketua Program Studi Fisika
DR. Syopiansyah Jaya Putra, M.Sis. Drs. Sutrisno, M.Si.
LEMBAR PERNYATAAN
Dengan ini saya menyatakan bahwa :
1. Skripsi ini merupakan hasil karya asli saya yang diajukan untuk memenuhi salah satu persyaratan memperoleh gelar Strata 1 di UIN Syarif Hidayatullah Jakarta.
2. Semua sumber yang saya gunakan dalam penulisan ini telah saya cantumkan sesuai dengan ketentuan yang berlaku di UIN Syarif Hidayatullah Jakarta.
3. Jika dikemudian hari terbukti bahwa karya ini bukan hasil karya asli saya atau merupakan hasil jiplakan dari karya orang lain, maka saya bersedia menerima sanksi yang berlaku di UIN Syarif Hidayatullah Jakarta.
Jakarta , 29 Juni 2010
L
Pada suatu masa, aku m Berawal dari sebait k Melalui rona bahagiam Bersama sang kekasih hat
Susahku adalah t Meski Namun tanpa le
Se
-senandung cinta ini unt
Hai jama'ah jin dan m langit dan bumi, maka
ku persembahkan untuk: Ibu, Bapak, Pakde, da terkhusus seseorang y semesta ini.
LEMBAR PERSEMBAHAN
a, aku mengenal cinta darimu
t kasih yang kau tawarkan padaku
ona bahagiamu membantuku menatap dunia kali pertama asih hati yang setia menyelaraskan mimpimu
Satu masa terlewati dalam hidupku Detik pun berganti abad
u adalah tangis hatimu dan bahagiaku adalah tawa j ski jarang ’ku memaknai rasa yang kau nikmati anpa lelah kau membingkai ceria hanya untukku, buah hat
Senandung cinta i ’ku persembahkan setulus hangatny Setelah sekian lama ’ku rajut dalam benang ke Bahagia dan merana ingin ’ku nikm (meski) kini kekasih hatimu (yang dulu) tak
Namun bersabarlah sebab ak
ni untukmu, Ibu (ARDhane)-
n manusia, jika kamu sanggup menembus (mel aka lintasilah, kamu tidak dapat menembusnya
kekuatan. (QS. Ar-Rahman : 33)
n untuk:
, dan sebuah keluarga kecil di kota Balikpapan. yang telah bersedia membagi ruang dan waktu di
ama
a jiwamu ati
u, buah hatimu
a ini untukmu, Ibu nya cinta kasihmu nang keikhlasan hatimu u nikmati bersamamu tak lagi menemani bab aku masih disini
elintasi) penjuru a kecuali dengan
i
ABSTRAK
Studi penentuan nilai anomali merupakan salah satu studi yang digunakan sebagai precursor gempa bumi, sekaligus untuk mengetahui kondisi perubahan susunan batuan dibawah permukaan bumi akibat terjadinya gempa bumi berdasarkan perubahan kecepatan gelombang primer dan kecepatan gelombang sekunder. Daerah penelitian bearada di koordinat 1,6673o LU – 2,8333o LS ; 132o BT – 136o BT, daerah ini mempunyai intensitas terjadi gempa besar dengan studi kasus gempa bumi Manokwari. Penelitian ini menggunakan diagram wadati yang merupakan pendekatan metode least square. Hasil interpretasi menunjukan perubahan nilai dari bulan September 2008 – Januari 2009 semakin meningkat dengan anomali 1,023%. Nilai Januari 2009 merupakan nilai tertinggi karena pada bulan tersebut terjadi gempa bumi besar. Sedangkan dari bulan Januari 2009 – Juni 2009 terjadi penurunan nilai
dengan anomali 1,612%.
ii
ABSTRACT
Studies determining the value of anomaly is one of the studies used as precursors of earthquakes, as well as to know the condition of changes in the composition of rock under the earth's surface caused by the earthquake based on changes in wave velocity of primary and secondary wave velocity. The research area is West of Papua because this area has a large intensity earthquake with a case study that the coordinates of the earthquake Manokwari 1.6673o N – 2.833o S ; 132o E – 136o E. This study uses wadati diagram which is the method of least square approach. The interpretation shows the change in value of from September 2008 - January 2009 increased by 1.023% anomaly. The value of in January 2009 is the highest value for the month a large earthquake. Meanwhile, from January 2009 - Juni 2009 to be impaired anomaly 1,612%.
iii
KATA PENGANTAR
Puji serta syukur kehadirat Illahi Rabbi, Allah SWT, Sang Maha Pencipta, dan Maha Berkehendak atas segala apa yang terjadi di alam semesta ini, yang telah senantiasa melimpahkan segala rahmat, taufiq, dan hidayah-Nya kepada penulis sehingga penulis dapat melaksanakan dan menyelesaikan skripsi ini. Shalawat beserta salam tak lupa tercurahkan kepada junjungan kita, manusia biasa namun memiliki kemampuan yang luar biasa, Nabi Besar Muhammad SAW, beserta kepada keluarga dan para sahabat, semoga kita akan selalu menjadi umat Beliau yang selalu beristiqomah hingga akhir zaman.
Skripsi ini berjudul “Penentuan Anomali Perubahan Kecepatan
Gelombang Primer Dengan Kecepatan Gelombang Sekunder ( ) Pada
Daerah Papua Barat. Studi Kasus Gempa Bumi Manokwari” yang disusun untuk memenuhi salah satu syarat memperoleh gelar Sarjana Sains Program Studi Fisika Fakultas Sains dan Teknologi Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatullah Jakarta.
Selama menyelesaikan skripsi ini, tidak terlepas dari dukungan, bantuan, dan kemudahan baik secara langsung maupun tidak langsung dari berbagai pihak. Untuk itu penulis menghaturkan ungkapan terimakasih penulis secara mendalam kepada:
iv
secara moriil dan materiil, pengorbanan, dan rasa cintanya yang tak terhingga dan begitu mendalam yang selalu tercurah sepanjang massa dan Mas heri yang selalu memberikan suport. Semoga Allah SWT selalu memberikan kasih sayang dan rahmatnya.
2. Bapak DR. Syopiansyah Jaya Putra, M.Sis sebagai Dekan Fakultas Sains dan Teknologi.
3. Bapak Drs. Sutrisno, M.Si sebagai Ketua Program Studi Fisika dan sebagai Pembimbing I, yang telah memberikan bimbingan serta ilmunya. 4. Bapak Edi Sanjaya, M.Si sebagai Pembimbing II, yang selalu meluangkan
waktu di tengah kesibukannya dan bersabar membimbing.
5. Bapak Ir. Asrul Aziz, M.SAE, sebagai Penguji I, yang telah berkenan menguji skripsi ini.
6. Bapak Arif Tjahjono, ST, M.Si, sebagai Sekretaris Prodi Fisika dan Penguji II, yang telah memberikan kemudahan dalam administrasi, dan berkenan menguji skripsi ini.
7. Bapak Hardiyatno, Bapak Subagyo, Mas Arif, Mas Bayu, Mas Fadly, Mas Jajat, Mas Oktifar, Mas Ramdhan, serta teman-teman PGN BMKG yang lainnya yang tak dapat saya sebutkan satu per satu. Terimakasih atas kontribusinya dengan memberikan bantuan dan kemudahan selama ini. 8. Bapak Yadin, S.Ag, beserta keluarga yang telah memberikan motivasi,
serta wejangan-wejangan yang sangat membangun.
v
Iwe, dan Dono, terima kasih telah memberi keceriaan dalam kebersamaan selama ini. Semoga ukhuwah kita selalu terjaga hingga akhir waktu. 10.“Baka Family” (Anggy, Imam, Musthafa, dan Sabda), “Rohis 50”
(Endah, Mutiara, Kiki), “PAO” (Nurul, Dwi), “SAHID 117” (Salam, Winda, Fauzanah, Fatwa, Fitri). Semoga Allah selalu menjaga ukhuwah kita.
11.Annisa Rahmadanita yang telah membagi ruang dan waktu di dalam kehidupan ini, dan telah menjadi motivator, dan inspirator bagi penulis. Semoga Allah SWT melindungimu selalu.
Semoga Allah SWT membalas semua kebaikan yang telah diberikan.
Sebagai manusia yang tak luput dari kesalahan dan kekurangan, penulis menyadari bahwa skripsi ini masih jauh dari kesempurnaan. Dengan hati terbuka, penulis memohon kritik dan saran yang membangun untuk menyempurnakan skripsi ini.
Akhirnya besar harapan penulis, semoga skripsi ini dapat bermanfaat bagi para pembaca dan dapat dikembangkan untuk penelitian selanjutnya.
Jakarta, 29 Juni 2010,
vi
DAFTAR ISI
HALAMAN JUDUL
LEMBAR PENGESAHAN
LEMBAR PERNYATAAN
LEMBAR PERSEMBAHAN
ABSTRAK ... i
ABSTRACT ... ii
KATA PENGANTAR ... iii
DAFTAR ISI ... vi
DAFTAR GAMBAR ... ix
DAFTAR TABEL ... xi
DAFTAR LAMPIRAN ... xii
BAB I PENDAHULUAN ... 1
1.1. Latar Belakang ... 1
1.2. Rumusan Masalah ... 3
1.3. Batasan Masalah ... 4
1.4. Tujuan Penelitian ... 5
1.5. Manfaat Penelitian ... 5
vii
BAB II LANDASAN TEORI ... 7
2.1. Teori Lempeng Tektonik ... 7
2.1.1. Teori Pengapungan Benua... 7
2.1.2. Struktur Dalam Bumi ... 10
2.1.3. Pergerakan Lempeng Tektonik ... 14
2.2. Gempa Bumi ... 23
2.2.1. Proses Terjadi Gempa Bumi ... 27
2.2.2. Gelombang Gempa Bumi ... 32
2.2.3. Jenis-Jenis Gempa Bumi ... 37
2.3. Pola Tektonik Daerah Papua ... 43
2.4. Prediksi Gempa Bumi ... 48
BAB III METODE PENELITIAN ... 51
3.1. Waktu dan Tempat Penelitian ... 51
3.2. Pengambilan Data Penelitian ... 52
3.3. Pengolahan Data ... 53
3.3.1. Menentukan Perubahan Kecepatan Gelombang Primer Dengan Kecepatan Gelombang Sekunder ( ) ... 54
3.3.2. Menentukan Hubungan dan Dengan Menggunakan Diagram Wadati ... 57
viii
3.4. Penentuan Koefesien Korelasi ... 58
BAB IV HASIL DAN PEMBAHASAN ... 63
4.1. Menentukan Besar Nilai ... 63
4.2. Menentukan Besar Anomali Nilai ... 74
BAB V KESIMPULAN DAN SARAN ... 81
5.1. Kesimpulan ... 81
5.2. Saran ... 82
DAFTAR PUSTAKA ... 83
ix
DAFTAR GAMBAR
Gambar 2.1. Gambar 2.2. Gambar 2.3. Gambar 2.4. Gambar 2.5. Gambar 2.6. Gambar 2.7. Gambar 2.8. Gambar 2.9. Gambar 2.10. Gambar 2.11. Gambar 2.12. Gambar 2.13. Gambar 2.14. Gambar 2.15. Gambar 2.16. Gambar 2.17. Gambar 2.18. Gambar 2.19.Bentuk bumi purba ... Proses pergerakan lempeng-lempeng benua ... Bentuk bumi sekarang ... Struktur dalam bumi klasik berdasarkan komposisi kimia ... Penjalaran gelombang P dan S dalam struktur bawah bumi Struktur dalam bumi modern berdasarkan sifat fisik ... Arus konveksi energi panas dalam perut bumi ... Lempeng-lempeng tektonik dunia ... Batas lempeng divergen ... Batas lempeng konvergen ... Tumbukan lempeng benua dengan lempeng samudera ... Struktur tektonik lempeng pada daerah batas lempeng konvergen (benua-samudera) ... Tumbukan lempeng samudera dengan lempeng samudera .. Tumbukan lempeng benua dengan lempeng benua ... Batas lempeng transform ... Deformasi batuan akibat stress ... Kurva stress dan strain dalam kegempaan ... Jalur utama gempa bumi dunia (Ring Of Fire) ... Penjalaran gelombang P (Preasure Wave) ...
x Gambar 2.20. Gambar 2.21. Gambar 2.22. Gambar 2.23. Gambar 3.1. Gambar 3.2. Gambar 3.3. Gambar 3.4. Gambar 3.5. Gambar 4.1. Gambar 4.2. Gambar 4.3. Gambar 4.4. Gambar 4.5. Gambar 4.6. Gambar 4.7. Gambar 4.8.
Penjalaran gelombang S (Shear Wave) ... Perbandingan gerakan partikel gelombang P, SV, L, dan R. Peta tektonik aktif Indonesia timur menunjukan batas lempeng dan jalur patahan aktif ... Peta historis gempa merusak di Papua ... Lokasi penelitian penentuan anomali perubahan kecepatan gelombang primer dengan kecepatan gelombang sekunder (Vp/Vs) ... Bentuk umum gelombang seismik dari gempa bumi ... Model penjalaran gelombang gempa bumi ... Diagram wadati ... Alur pengolahan data penentuan anomali perubahan kecepatan gelombang primer dengan kecepatan gelombang sekunder (Vp/Vs) ... Diagram wadati gempa bumi 11 September 2008 ... Diagram wadati Januari 2009 ... Nilai Vp/Vs bulan September 2008 – September 2009 ... Diagram wadati bulan September 2008 – Januari 2009 ... Perubahan anomali sebelum gempa besar Januari 2009 ... Diagram wadati bulan Januari 2009 – Juni 2009 ... Perubahan anomali sesudah gempa besar Januari 2009 ... Perubahan anomali sebelum gempa besar Agustus 2009 ...
xi
DAFTAR TABEL
Tabel 4.1. Tabel 4.2.
Tabel 4.3. Tabel 4.4.
Laporan gempa bumi 11 September 2008 ... Penentuan nilai ts-tp dan tp-OT gempa bumi 11 September 2008 ... Pengolahan manual data gempa bumi 11 September 2008 .. Frequensi pencatatan gempa bumi Januari 2009 ...
64
xii
DAFTAR LAMPIRAN
Lampiran A.
Lampiran B. Lampiran C. Lampiran D.
Hasil pengolahan data gempa bulan Oktober 2008 – September 2009 ... Diagram wadati ... Stasiun-stasiun gempa bumi di Indonesia ... Peta seismisitas daerah penelitian ...
1
BAB I
PENDAHULUAN
1.1
Latar Belakang
Secara geografis dan peta identifikasi sebaran lempeng tektonik, negara Indonesia merupakan wilayah yang dilalui oleh tiga lempeng tektonik aktif dunia yaitu Lempeng Indo-Australia dan Lempeng Eurasia bertemu di sepanjang barat Sumatra, selatan Jawa, selatan Nusa Tenggara, dan berakhir di Laut Banda; Lempeng Pasifik dan Lempeng Indo-Australia bertemu di sepanjang utara Pulau Papua dan berakhir di Laut Banda; sedangkan Lempeng Eurasia dan Lempeng Pasifik bertemu di sepanjang Laut Maluku dan berakhir di Laut Banda. Berdasarkan jalur pertemuan ke tiga lempeng tektonik tersebut, ketiganya bertemu di bagian timur Negara Indonesia tepatnya di Laut Banda. Daerah pertemuan dari tiga lempeng tektonik tersebut biasa disebut dengan three junction zone.
2
Direwo, Kurima dan lain-lain. Disamping itu ada patahan yang memanjang dari Manokwari ke arah Nabire dan dinamakan Patahan Wandamen atau Patahan Ransiki. Sedangkan Lempeng Indo-Australia yang menyusup dibawah Lempeng Eurasia mengakibatkan terjadinya patahan di dasar laut sebelah selatan Fak-Fak hingga di selatan Kaimana dan sebagian selatan Nabire yang dinamakan Patahan Aiduna.
Dampak nyata akibat tumbukan Lempeng Pasifik terhadap Lempeng Indo-Australia adalah terjadi beberapa gempa bumi besar di kota Manokwari, diantaranya gempa bumi tanggal 10 Oktober 2002 pada koordinat epicenter 1.707o LS ; 134.165o BT dengan kekuatan 7,6 SR dan kedalaman 10 Km, gempa bumi Manokwari 7 Januari 2008 pada koordinat epicenter 0.68o LS ; 134.18o BT dengan kekuatan 6,2 SR dan kedalaman 31 Km. Gempa bumi merusak terakhir tercatat terjadi 4 Januari 2009 pada koordinat epicenter 0.54o LS ; 132.89o BT dengan kekuatan 7,9 SR kedalaman 10 Km yang menyebabkan terjadinya retakan tanah, merenggut korban jiwa, banyak bangunan yang rusak bahkan rata dengan tanah di kota Manokwari (ARIEF, DKK, 2009).
3
diharapkan dapat memperkirakan tanda-tanda terjadinya gempa bumi dengan magnitude besar yang akan terjadi dalam periode waktu tertentu.
1.2
Rumusan Masalah
Kemajuan teknologi pemantauan gempa bumi tektonik yang didukung rekam jejak yang terintegrasi secara global hingga saat ini, belum dapat memperkirakan terjadinya gempa bumi. Analisis data global dengan berbagai metode prediksi kegempaan masih terbatas. Kendala utama dalam memprediksi waktu terjadinya gempa bumi dengan magnitude besar ialah memperkecil jangkauan waktu dalam memprediksi gempa bumi serta terjadi penyimpangan dalam memperoleh dan mengolah data berbagai parameter kegempaan. Penganalisaan data dilakukan secara berkala karena peningkatan skala kegempaan yang sering terjadi diluar prediksi. Di samping akibat perubahan anomali energi dan adanya transfer energi dari aktifitas lempeng-lempeng serta patahan-patahan dan atau sesar-sesar di sekitar daerah penelitian yang selalu bergerak setiap waktu, juga melemahkan struktur lempeng tektonik tersebut.
Berdasarkan uraian di atas maka dapat dirumuskan pokok permasalahan dalam penelitian ini adalah sebagai berikut:
a) Bagaimana menentukan parameter gempa bumi yang berperan memprediksi gempa bumi?
4
1.3
Batasan Masalah
Berdasarkan uraian pada latar belakang di atas maka batasan masalah dalam penelitian ini adalah sebagai berikut:
a) Wilayah penelitian berada di wilayah Papua Barat khususnya daerah Manokwari 0,8333o LS ; 134o BT dengan batasan wilayah 1,6673o LU – 2,8333o LS ; 132o BT – 136o BT.
b) Data yang digunakan adalah laporan rekaman seismograph berdasarkan gempa bumi yang terjadi di wilayah penelitian. Data tersebut diperoleh dari PGN (Pusat Gempa Nasional) BMKG pusat berdasarkan rekaman stasiun gempa bumi disekitar wilayah penelitian dengan menggunakan perangkat lunak MSDP. MSDP ialah program pengolahan data gelombang seismik gempa bumi yang diciptakan oleh Negara China yaitu oleh lembaga China Earthquake Association (CEA) dengan operasi sistem menggunakan Linux GNOME.
5
1.4
Tujuan Penelitian
Berdasarkan uraian di atas, tujuam penelitian ini adalah:
a) Menentukan dan menganalisa perubahan nilai sebelum gempa besar Manokwari pada tanggal 4 Januari 2009 serta perubahan nilai
sesudah gempa besar tersebut terjadi.
b) Menentukan dan menganalisa anomali perubahan nilai sebelum gempa besar pada tanggal 4 Januari 2009 serta anomali perubahan nilai
sesudah gempa besar tersebut terjadi.
1.5
Manfaat Penelitian
Sebagai bahan informasi dini kepada pemerintahan pusat maupun pemerintahan daerah setempat dan masyarakat untuk digunakan sebagai studi awal indikasi atau precursor gempa bumi dari perubahan-perubahan kecepatan gelombang primer dan kecepatan gelombang sekunder. Hal ini perlu dilakukan penelitian lebih lanjut dan mendalam lagi baik di tempat penelitian ini maupun di tempat-tempat lain yang memiliki aktivitas tektonik tinggi sehingga di masa mendatang penelitian ini dapat dipakai untuk memprediksi terjadinya gempa bumi.
1.6
Sistematika Penulisan
BAB I PENDAHULUAN
6 BAB II LANDASAN TEORI
Bab ini terdiri dari teori lempeng tektonik, gempa bumi, pola tektonik daerah papua, dan prediksi gempa bumi.
BAB III METODE PENELITIAN
Bab ini terdiri dari waktu dan tempat penelitian, pengambilan data penelitian, pengolahan data, dan penentuan koefisien korelasi.
BAB IV HASIL DAN PEMBAHASAN
Bab ini terdiri dari hasil pengolahan data dan pembahasan.
BAB V PENUTUP
7
BAB II
LANDASAN TEORI
2.1
Teori Lempeng Tektonik
Setiap harinya planet Bumi selalu diguncang dengan gempa, baik yang dapat dirasakan oleh manusia maupun yang hanya tercatat dengan alat
seismograph saja. Pada masyarakat tradisional dan awam, gempa bumi disebabkan oleh bermacam-macam hal sesuai dengan kepercayaan masyarakat setempat, sebagian masyarakat Jawa tradisional mempercayai bahwa gempa bumi disebabkan karena suatu mahluk besar yang membebani bumi sedang bergerak, sedangkan masyarakat Jepang kuno mempercayai gempa bumi disebabkan oleh semacam ikan Lele (cat fish) yang sedang bergerak, dan banyak kepercayaan lain yang disebabkan karena hal-hal yang misterius. Hal yang terjadi sebenarnya adalah terjadinya pergerakan lempeng tektonik.
2.1.1 Teori Pengapungan Benua (Continental Drift)
8
menunjukan bahwa pada awalnya ke dua benua tersebut merupakan suatu satu kesatuan yang kemudian pecah dan terpisah menjadi dua benua.
Seorang ahli meteorologi dan fisika Jerman Alfred Wegener (1915) mengungkapkan konsep ”Pengapungan Benua” (Continental Drift). Konsep tersebut berdasarkan “Teori Benua Hanyut” yang menyatakan bahwa benua-benua bergerak melintasi permukaan bumi yang ditandai dengan kesamaan geologi, geografi, serta kesamaan fosil di beberapa belahan bumi yang berbeda benua. Fosil-fosil tumbuhan tropis yang diketemukan pada batubara di Eropa Utara, hal ini membuktikan bahwa Eropa di masa lampau terletak lebih dekat ke daerah khatulistiwa. Demikian juga dengan goresan es pada batuan dekat khatulistiwa, menunjukan bahwa batuan tersebut dulunya berada di daerah kutub. Selain itu
Alfred Wegener juga menyatakan bahwa benua-benua pernah bersatu (sekitar 300 juta tahun lalu) membentuk benua raksasa yang disebut Pangea, dan satu lautan besar Pantalasia. Kemudian benua raksasa tersebut terpecah menjadi dua benua yang diberi nama Lauransia dan Gondwana Kedua benua tersebut terpisah oleh Samudera Thetis. Selanjutnya Benua Lauransia terpecah menjadi Eurasia, Greenland, dan Amerika Utara, sedangkan Benua Gondwana terpecah menjadi
Gamba
Gambar 2.1 Bentuk bumi purba
ar 2.2 Proses pergerakan lempeng-lempeng benu
2.1.2 Struktur Dal
A. Struktur Dalam B Untuk meng mempelajari sifat ge bumi dengan mempe permukaan bumi. Da waktu dan tidak sesua waktu tempuh gelomba tersebut tidak meram densitas), namun gelom mempunyai densitas be bulatan yang homoge
Gambar 2.3 Bentuk bumi sekarang
Dalam Bumi
Bumi Klasik
ngetahui struktur dalam bumi, dapat dike gelombang gempa yang merambat di dalam
pelajari waktu tempuh perambatan gelomba ari hasil mempelajari waktu tempuh itu, dida suai dengan hasil yang diperhitungkan berdas
bang yang diperlukan. Hal ini menyatakan ba rambat dalam satu jenis medium (mempun gelombang tersebut merambat melalui beberap
s bervariasi. Dengan kata lain, bumi tidak lah m gen melainkan terdiri dari beberapa lapisan
10
dengan densitas yang dan mengecil ketika m
Dari hasil te berdasarkan komposis a) Inti Bumi (Cor
Inti bumi terdi dengan besar de b) Selebung Bum
Mempunyai menyusunnya (Si), dan oksige c) Kerak Bumi (E
Mempunyai de benua dan k almunium (Al almunium (sia (sima).
Gambar
g berbeda. Densitas yang besar terakumulasi pa menjauh dari pusat bumi.
tersebut, struktur dalam bumi dibagi menj posisi kimia yang menyusunnya yaitu:
ore)
rdiri dari besi (Fe) dan nikel (Ni), hal ini didas r densitas dari kedua unsur tersebut yaitu 9,5 – umi (Mantle)
densitas 3,3 – 5,7 gr/cm3 dengan uns a yaitu magnesium (Mg), besi (Fe), almunium igen (O).
(Earth Crust)
densitas rata-rata 2,7 gr/cm3 dan hanya te kerak samudera yang terbentuk dari unsur
l), dan magnesium (Mg). Kerak benua terdiri sial) dan kerak samudera terdiri dari silikon
r 2.4 Struktur dalam bumi klasik berdasarkan komp
11
i pada pusat bumi,
enjadi 3 bagian
dasarkan kesamaan – 14,5 gr/cm3.
unsur-unsur yang unium (Al), silikon
terdiri dari kerak unsur silikon (Si), ri dari silikon dan kon dan magnesium
12
B. Struktur Dalam Bumi Modern
Semakin berkembangnya ilmu pengetahuan tentang kegempaan yaitu dengan mempelajari sifat perambatan gelombang-gelombang gempa bumi primer (P) dan sekunder (S), ditemukan kembali fakta yang menyatakan bahwa lapisan struktur dalam bumi tidak hanya berdasarkan komposisinya saja, namun juga adanya perubahan sifat fisik (physical property) seperti kuat batuan (rock strengh)
dan fasanya baik padat maupun cair.
Berikut ini adalah struktur dalam bumi berdasarkan sifat fisiknya (physical property):
a) Inti Dalam dan Inti Luar (inner core dan outer core)
Dari sifat fisiknya yang tidak dapat merambatkan gelombang S (Gambar 2.5) inti luar bumi diperkirakan berfasa cair, namun gelombang S itu kembali muncul ketika rambatan gelombang tersebut semakin kedalam, dari kenyataan ini dapat disimpulkan bahwa inti bumi terdiri dari dua bagian, inti bumi bagian luar berfasa cair dan inti bumi bagian dalam berfasa padat, namun jika dilihat dari segi komposisinya diperkirakan mempunyai kesamaan unsur penyusunnya.
13
b) Mesosfir (mesosphere)
Kekuatan (strength) material padat sangat dipengaruhi oleh suhu dan tekanan. Suatu material padat bila dipanaskan akan berkurang atau hilang kekuatan yang dimilikinya. Dengan adanya perbedaan suhu dan tekanan, selubung dan kerak bumi dibedakan menjadi tiga bagian yang mempunyai kekuatan yang berbeda. Semakin besar suhu dan tekanan yang ada, semakin besar pula kekuatan dari batuan tersebut. Hal ini berarti batuan yang mempunyai kekuatan besar berada dekat dengan inti bumi dan semakin berkurang kekuatannya terhadap batuan yang menjauh dari inti bumi.
c) Astenosfir (asthenosphere)
Lapisan ini terbentuk akibat terjadinya keseimbangan antara suhu dan tekanan disini sedemikian rupa dan menjadikan materialnya dalam keadaan mendekati titik leburnya. Karena hampir melebur mengakibatkan struktur lapisan ini menjadi lemah dan memungkinkan material tersebut untuk mengalir dan mudah terdeformasi.
d) Litosfir (lithosphere)
14 Gambar 2.6 Struktur dalam bumi modern berdasarkan sifat fisik.
2.1.3 Pergerakan Lempeng Tektonik
15 Gambar 2.7 Arus konveksi energi panas dalam perut bumi
Berdasarkan kaidah kedua thermodinamika, energi panas bumi tidak tetap tersimpan di pusat bumi melainkan dapat mendesak keluar sepanjang waktu. Energi panas bumi tersebut terus bergerak di dalam mantel bumi, dan ketika tekanan yang dimilikinya sudah tinggi, energi tersebut berusaha untuk segera keluar dari mantel bumi menuju astenosfir dan terus bergerak sehingga menggerakan lapisan litosfir yang terapung di atas astenosfir.
[image:33.595.109.513.155.718.2]16
Berdasarkan tipe pergerakan lempeng tektonik di perbatasan antara lempeng, lempeng tektonik dibagi menjadi tiga yaitu batas lempeng divergen
(divergent plate boundary), batas lempeng konvergen (convergent plate boundary), dan batas lempeng transform (transform plate boundary).
A. Batas Lempeng Divergen (Divergent Plate Boundary)
Pada tipe divergen ini, lempeng-lempeng tektonik yang bertemu, bergerak saling terpisah atau menjauh satu sama lain. Akibat pola pergerakannya yang saling menjauh itu maka akan terbentuk ruang antar lempeng di perbatasan lempeng-lempeng tersebut, namun ruang antar lempeng tersebut akan segera terisi olah bahan batuan cair baru yang terinjeksi dari astenosfir yang berada dibawahnya dan akan mendingin membentuk batuan padat yang baru di tepian lempeng lalu mendorong lantai samudera yang sudah terbentuk sebelumnya menjauhi pusat pemekaran. Proses ini dikenal sebagai pemekaran lantai samudera
[image:34.595.106.514.191.707.2](sea floor spreading).
17
Proses pemekaran lantai samudera ini terjadi di punggungan samudera di Atlantik. Umur kerak samudera disana relatif muda, karena mekanisme ini berlangsung secara terus-menerus sejak 165 juta tahun yang lalu dengan kecepatan pemekaran antara 2 cm/tahun sampai 10 cm/tahun.
Tidak semua pusat pemekaran terjadi di samudera seperti di tengah Atlantik ini. Pada benua pemekaran mengkin saja terjadi, namun hal tersebut sangat langka, kelangkaan itu diindikasikan karena kerak benua jauh lebih tebal dibandingkan dengan kerak samudera. Pemekaran benua dapat berhenti setiap saat, tidak seperti pemekaran samudera yang selalu terjadi hingga sekarang ini.
B. Batas Lempeng Konvergen (Convergent Plate Boundary)
[image:35.595.214.400.590.720.2]Pada tipe konvergen ini, dua lempeng bertumbukan maka salah satu ujung dari salah satu lempeng melengkung ke bawah lempeng yang lainnya dan terus masuk sampai ke lapisan astenosfir. Lapisan litosfir yang telah sampai di lapisan astenosfir akan kehilangan kekakuannya dan akan melebur, karena lapisan astenosfir memiliki suhu tinggi yang sanggup meleburkan lapisan litosfir yang masuk didalamnya.
18
Dalam batas lempeng konvergen terdapat tiga macam kemungkinan yang terjadi di tempat pertemuan antara lempeng berdasarkan jenis lempeng yang bertemu atau bertumbukan. Batas lempeng konvergen ini dapat terjadi antara lempeng samudera dengan lempeng samudera, lempeng benua dengan lempeng benua, serta lempeng benua dengan lempeng samudera. Pada umumnya jika pertemuan lempeng terjadi antara dua lempeng yang sejenis, maka tidak akan mengakibatkan terjadinya peristiwa subduksi karena ke dua lempeng tersebut mempunyai densitas atau rapat massa yang sama. Dengan kata lain peristiwa subduksi umumnya terjadi pada tumbukan antara lempeng benua dengan lempeng samudera.
Tumbukan Lempeng Benua Dengan Lempeng Samudera
Gambar Busur m berkait Terbent tumbuka rekaha aktifita magma strato busur v Bancuh batuan (chaoti
r 2.11 Tumbukan lempeng benua dengan lempeng
ur magmatik (magmatic arc)
Busur magmatik ialah wilayah aktifitas kaitan dengan penujaman lempeng dan be bentuk akibat menaiknya hasil leburan lapis bukan yang terjadi dan bermigrasi ke perm
han-rekahan sebagai jalur gunung api strato. itas gunung strato terbentuk pada lempeng s matik ini disebut busur (island arc) dan bila o terbentuk pada lempeng benua, busur magm ur vulkanik kontinental (continental volcanic ar
uh (melange)
Bancuh (yang berarti campuran) ialah jalur uan yang merupakan campuran acak-acaka
haotic) pecahan berbagai batuan dan teranjakan (t
19 ng samudera
as magma yang berbentuk busur. pisan litosfir dari rmukaan melalui o. Jika rangkaian samudera, busur a aktifitas gunung metik ini disebut
arc).
ur yang terdiri dari kan atau kacau
20
Punggungan Busur Depan (fore arc ridge) dan Cekungan Busur Depan (fore arc basin)
Bentuk topografi utama dalam zona konvergen ialah palung
(trench) dan busur magmatik. Pada umumnya diantara palung dan busur magmatik dapat kita jumpai punggungan busur depan dan cekungan busur depan. Punggungan busur depan terbentuk oleh penebalan kerak akibat sesar tanjakan pada ujung lempeng yang ditabrak. Contoh dari punggungan busur depan dan cekungan busur depan ialah Pulau Sumatera.
Busur Cekungan Belakang (back arc basin)
[image:38.595.113.511.191.659.2]Busur cekungan belakang berada di belakang sejajar dengan busur magmatik. Gejala ini diperlihatkan oleh menipisnya kerak dan suatu bukaan berupa cekungan berbentuk busur.
Tumbukan Le Bila ke lempeng akan menghasilkan cenderung ber hingga ke pe
(volcanic-arc)
[image:39.595.108.505.256.546.2]bertumbuknya Mariana dan akan membent
Gambar 2.
Tumbukan Le Contoh Asia yang seb India yang ter di antaranya bawah benua
empeng Samudera Dengan Lempeng Samuder ke dua lempeng samudera bertumbukan maka kan melengkung masuk di bawah lempeng yan n gunung api. Gunung api yang terbentuk da erada di lantai samudera, jika gunung api it permukaan laut maka akan terbentuk bus
c) yang terletak jauh dari palung laut ya ke dua lempeng tersebut seperti kepul n Tonga. Jika aktifitas itu berlangsung terus
ntuk busur kepulauan seperti kepulauan Filiphi
2.13 Tumbukan lempeng samudera dengan lempe
empeng Benua Dengan Lempeng Benua oh dari peristiwa ini adalah bersatunya India
ebelumnya terpisahkan oleh lempeng samude erus mendekati benua Asia mengakibatkan lem a tertekan, terlipat, dan terdeformasi, lalu i nua dan membentuk busur kepulauan. Dengan b
21
udera
a salah satu ujung ang lain dan akan dari tumbukan ini itu terus tumbuh busur gunung api sebagai tempat pulauan Aleutian, us menerus, maka phina dan Jepang.
peng samudera
dengan benua Himalaya dan zona suture (s
BENYAMIN, D
Gamba
C. Batas Lempeng T Pada tipe trans dengan arah yang be kerak baru seperti hal ciri utama yaitu men Hal ini berarti bahw dalam kombinsi yan tersebut. Wilayah pa pergerakan sesar trans banyak terjadi di sam
nua Asia mengakibatkan terbentuknya forma dan daerah merekatnya India dengan benua A
(suture zone) yang dikenal dengan nama ophi
, DKK, 2006).
bar 2.14 Tumbukan lempeng benua dengan lempe
Transform (Transform Plate Boundary)
nsform ini, lempeng-lempeng yang bertemu sa berlawanan, tanpa disertai pembentukan atau halnya tipe divergen dan konvergen. Sesar trans nghubungkan segmen-segmen sistem punggun hwa sesar ini menghubungkan batas konverge
ang bervariasi sesuai dengan pergerakan patahan San Andreas di Califonia Utara nsform di benua, karena sesar transform pada mudera.
22
masi pegunungan Asia dinamakan
ophiolites (SAPIE,
peng benua
23 Gambar 2.15 Batas lempeng transform
2.2
Gempa Bumi
Gempa bumi merupakan suatu gejala alam yang disebabkan oleh pelepasan energi regangan elastis batuan pada setiap pergerakan lempeng tektonik atau akibat adanya deformasi batuan yang terjadi pada lapisan litosfir. Menurut
“Elastic Rebound Theory” menyatakan bahwa gempa bumi merupakan gejala alam yang disebabkan oleh pelepasan energi renggangan elastis batuan yang disebabkan oleh adanga deformasi batuan (GUTTENBERG, B,. RICHTER, C,. F, 1944).
Deformasi batuan terjadi pada lapisan litosfir yang disebabkan oleh adanya stress (tekanan) dan strain (tarikan) pada lapisan bumi. Stress dan strain
secara kontinyu menarik, membengkokkan dan mematahkan batuan pada lapisan litosfir. Akibat yang disebabkan stress pada batuan tergantung pada cara kerja dan sifatnya, yaitu:
1. stress uniform menekan dengan besar yang sama dari segala arah.
24
3. differensial stress terdiri dari tensional stress yang menarik batuan,
compressional stress yang menekan batuan, dan shear stress yang menyebabkan pergeseran dan translasi pada batuan.
Gambar 2.16 Deformasi batuan akibat stress
Apabila batuan mengalami stress, batuan akan terdeformasi melalui tahapan sebagai berikut :
1. elastic deformation, yaitu deformasi sementara atau tidak permanent. Dimana batuan yang terkena stress dan kemudian stressnya hilang akan kembali dan pada bentuk dan volumenya semula. Peristiwa ini disebut sebagai elastisitas batuan yang disebut elastic limit yang apabila dilampui, batuan tidak akan kembali pada kondisi awal.
2. duclite deformation, yaitu deformasi dimana batas deformasi batuan terlewati dan mengalami perubahan bentuk dan volume batuan.
3. fracture, yaitu deformasi dimana batasan elastis ductile deformation
[image:42.595.112.513.188.535.2]25 Gambar 2.17 Kurva stress dan strain dalam kegempaan
Gempa bumi yang terjadi akibat adanya pergerakan lempeng-lempeng yang saling bertumbukan dan juga akibat aktifitas gunung berapi, pada umumnya terjadi di jalur utama gempa bumi yang dikenal dengan ”Ring Of Fire”. Jalur ini juga merupakan zona subduksi, karena pertemuan lempeng-lempeng tektonik di jalur ini berbentuk konvergen serta lempeng-lempeng tektonik yang bertemu mempunyai densitas yang berbeda yaitu lempeng samudera bertumbukan dengan lempeng benua.
Terdapat tiga jalur utama gempa bumi yang merupakan batas pertemuan dari beberapa lempeng-lempeng tektonik aktif serta tempat gunung api aktif berada, yaitu:
[image:43.595.112.507.131.560.2]26
2. Jalur gempa bumi Mediteran atau Trans Asiatic mulai dari Azores, Mediteran (Maroko, Portugal, Italia, Balkan, Rumania), Turki, Kaukasus, Irak, Iran, Afganistan, Himalaya, Burma, Indonesia (Sumatera, Jawa, Nusa Tenggara, dan Laut Banda), dan akhirnya bertemu dengan jalur Sirkum Pasifik di daerah Maluku.
3. Jalur gempa bumi Mir-Atlantik mengikuti Mid-Atlantik Rodge yaitu Spitsbergen, Iceland, dan Atlantik Selatan.
[image:44.595.109.513.167.705.2]Berdasarkan analisa dari data gempa yang pernah terjadi di dunia, sebanyak 80% dari gempa di dunia terjadi di jalur gempa bumi Sirkum Pasifik yang juga merupakan jalur vulkanik, lalu 15% terjadi di jalur gempa bumi Mediteran dan sisanya sebesar 5% tersebar di Mid-Atlantik dan tempat-tempat lainnya (SALEH, MUHAMMAD, DKK, 2003).
27
2.2.1 Proses Terjadi Gempa Bumi
Menurut (GRAY, CHRIS, 20010), terjadinya gempa bumi dibagi kedalam lima tahapan, dan dalam setiap tahapannya terjadi perubahan fisis di dalam perut bumi. Perubahan ini merupakan precursor geofisika, dan hal ini dapat membantu para ilmuwan memprediksi gempa bumi. Untuk memahami bagaimana precursor dapat timbul dan manfaatnya dalam studi prediksi gempa bumi, kelima tahapan gempa bumi ini harus dipahami. Berikut ini akan dijelaskan secara terperinci kelima tahapan tersebut:
Tahap I, gempa bumi diawali dengan adanya penumpukan regangan elastis. Regangan elastis perlahan-lahan terbentuk di dalam batuan, dan batuan tersebut menjadi partikel yang dikompresi secara bersama.
Tahap II, batuan tersebut sekarang dikemas seketat mungkin, dan satu-satunya cara batuan dapat berubah bentuk adalah untuk memperluas dan menempati volume yang lebih besar. Peningkatan volume ini disebut
dilatancy. Kenaikan volume ini disebabkan oleh pembentukan
28
Tahap III, masuknya air dan deformasi tidak stabil di zona sesar. Selama tahap ini, air terpaksa kembali ke pori-pori retakan pada batuan yang disebabkan oleh tekanan air disekitarnya, seperti ketika air mengisi jejak di pasir. Batuan tersebut telah disaring di luar kapasitas normalnya. Fase ini merupakan fase dimana batuan tersebut menentukan sendiri batas kekuatannya untuk menerima strain dan stress dari luar, dan masuknya air juga mencegah terhjadinya generasi selanjutnya dari microcracks, sehingga batuan tersebut berhenti berkembang. Selain itu, air di batuan berfungsi sebagai pelumas untuk rilis, dan pada akhirnya ketegangan meningkat.
Tahap IV, patahnya sesar atau terjadinya gempa bumi. Akhirnya, batuan tidak dapat lagi menahan tekanan. Sesar tiba-tiba patah, menghasilkan gempa bumi. Ketika sesar patah, energi elastis yang tersimpan dalam batuan dilepaskan dalam bentuk energi panas dan gelombang seismik. Gelombang seismik ini lah yang merupakan gelombang gempa bumi. Tahap V, tegangan drop tiba-tiba diikuti oleh gempa susulan. Sebagian besar energi regangan elastis dilepaskan oleh gempa utama, namun pecah dan mengakibatkan terjadi gempa susulan lebih kecil. Gempa susulan melepaskan energi regangan sisa, dan akhirnya ketegangan di daerah berkurang dan kondisi kembali stabil.
29
daerah atau area yang mengalami deformasi batuan. Energi yang tersimpan dalam deformasi ini berbentuk elastis strain dan akan terakumulasi sampai daya dukung batuan mencapai batas maksimum. Ketika batuan tersebut telah mencapai batas kemampuan maksimumnya dalam mengakumulasikan energi, batuan tersebut akan pecah dan akan menimbulkan rekahan atau patahan serta getaran pada bumi.
Mekanisme dari “Elastic Rebound Theory” adalah jika terdapat dua buah gaya yang bekerja pada lapisan litosfir dengan arah yang berlawanan, batuan pada lapisan tersebut akan mengalami deformasi, karena batuan mempunyai sifat elastisitas. Bila gaya yang bekerja pada batuan terjadi dalam waktu yang lama dan terus menerus, dengan demikian energi yang terakumulasi oleh batuan tersebut semakin besar, maka lama kelamaan sifat elastisitas batuan akan mencapai batas maksimum akibat terlalu besar energi yang terakumulasi oleh batuan tersebut sehingga akan mulai terjadi pergeseran pada daerah tersebut. Akibatnya batuan akan mengalami patahan secara tiba-tiba sepanjang bidang fault (Gambar 2.16). Setelah itu batuan akan kembali stabil, namun sudah mengalami perubahan bentuk maupun posisi. Pada saat batuan mengalami gerakan yang tiba-tiba akibat pergeseran batuan, energi stress yang tersimpan akan dilepaskan dalam bentuk getaran yang dikenal sebagai gempa bumi.
Tegangan atau stress (σ) terjadi karena adanya gaya tekan (F) yang mengenai suatu luas permukaan (A) yang secara matematis dapat ditulis sebagai berikut:
30
= ∆ … … … . … (2.2)
dimana:
σ = tegangan/stress
F = gaya ( ) A = luas penampang ( ) ε = renggangan/strain
∆l = perubahan panjang benda ( )
lo = panjang mula-mula ( )
Menurut Hukum Hooke, bahwa stress berbanding lurus dengan strain. Perbandingan strees dan strain disebut dengan Modulus. Ada tiga macam modulus, yaitu:
a) Modulus Young, melukiskan pertambahan panjang suatu benda (∆l)
= . ∆ … … … . (2.3).
Dimana:
E = modulus Young
b) Modulus Bulk (k), melukiskan pertambahan volume suatu benda
= .. ∆ … … … . (2.4)
Dimana:
31
c) Modulus Rigiditas atau Shear (µ), melukiskan perubahan bentuk benda akibat kekenyalannya.
Teori elastisitas kecepatan rambat gelombang P adalah:
= " + 43$% & '
… … … . . (2.5)
sedangkan kecepatan gelombang S:
= )$%*' … … … (2.6)
dengan
= 3( − 2-)
$ = 2( + -) = 2 ∆ ( + -) = 2 ( + -)
dimana:
= kecepatan gelombang P ( .)
= kecepatan gelombang S ( .)
ρ = rapat jenis bahan/densitas /01 23
k = modulus Bulk
µ = modulus Rigiditas
32
E = modulud Young
ε = regangan 4∆ 5 (SUBARJO, 2003)
2.2.2 Gelombang Gempa Bumi
Gelombang gempa bumi (gelombang seismik) adalah gelombang elastis yang disebabkan karena adanya gerakan tanah yang tiba-tiba atau adanya suatu letusan baik di dalam atau di permukaan bumi. Gelombang ini akan menjalar ke seluruh bagian dalam bumi dan juga melalui permukaan bumi (ISMAIL, S, 1989).
Ada dua tipe utama gelombang seismik, yaitu:
1. Gelombang Badan (Body Waves) yaitu gelombang yang menjalar melalui bagian dalam bumi, yang terdiri dari:
a. Gelombang Primer (Preasure Wave) (P) atau gelombang longitudinal atau gelombang kompresi adalah gelombang yang gerakan pertikelnya searah dengan arah penjalaran gelombang. Gelombang ini datang paling awal serta dapat menjalar pada semua fasa medium (padat, cair dan gas).
33
b. Gelombang Sekunder (Shear Wave) (S) atau gelombang transversal adalah gelombang yang gerakan pertikelnya tegak lurus dengan arah penjalaran gelombangnya. Gelombang sekunder dapat dibagi menjadi dua, yaitu:
a. Gelombang SV (shear vertical) adalah gelombang sekunder yang gerakan partikelnya terpolarisasi pada bidang vertikal.
b. Gelombang SH (shear horizontal) adalah gelombang sekunder yang gerakan partikelnya horizontal.
Gambar 2.20 Penjalaran gelombang S (Shear Wave)
34
besar batuan, gelombang yang memiliki gerakan dorong-tarik melaju 1,7 kali lebih cepat daripada gerakan memutar. Hal inilah yang menyebabkan gelombang primer lebih cepat perambatannya dibandingkan gelombang sekunder (L, DON,. FLORENCE,. FEET, 2006).
2. Gelombang Permukaan (Surface Waves) yaitu gelombang yang menjalar sepanjang permukaan bumi, yang terdiri dari:
a. Gelombang Rayleigh (R) yaitu gelombang yang arah gerakan partikelnya adalah eliptic retrograd.
b. Gelombang Love (L) yaitu gelombang yang terpadu pada permukaan bebas medium berlapis. Gerakan pertikelnya seperti gerakan gelombang SH.
c. Gelombang Stonley yaitu gelombang yang terpadu pada bidang batas antara 2 medium. Gerakan partikelnya serupa dengan gelombang SV.
a) Gambar tampak samping
P SV L R
b) Gambar tampak atas
[image:52.595.110.518.155.744.2]P SV L R
35
Menurut (SUBARJO, 2003), dasar teori yang digunakan dalam pengamatan gempa bumi adalah persamaan gelombang elastic untuk media yang
homogeny isotropic yang dapat ditulis:
%6 76 = (9 + $)8 6;6:
8 + $∇ 78 … … … . … … … . (2.7)
Dimana: i = 1, 2, 3
: = >6?6A@
@ =
67
6; +6B6C +66D … … … (2.8)
dimana:
θ = perubahan volume atau dilatasi
ρ = rapat jenis bahan/densitas /01 23
Uj = vektor tegangan komponen ke i
Xj = komponen sumbu koordinat ke i
t = waktu (F G ) λ = kontanta Lame
µ = modulus Rigiditas
∇ = HI HJGH =6; +6 6C +6 6D6
36
%6 76 = (9 + $)8 6;6:
8 + $∇ 78 … … … (2.9H)
%6 B6 = (9 + $)8 6C6:
8+ $∇ B8 … … … (2.9L)
%66 8 = (9 + $)6D6:
8 + $∇ 8 … … … . . … … … . (2.9J)
Jika persamaan diatass dideferesialkan terhadap x, y, dan z dan kemudian hasilnya di jumlahkan, diperoleh persamaan:
6 :
6 =(9 + 2$)% ∇ : … … … . (2.10)
Persamaan (2.10) merupakan gerak gelombang yang merambat dengan kecepatan:
B = N(9 + 2$)% … … … (2.11)
Gelombang tersebut dalam Seismologi dikenal sebagai gelombang primer (P). Jika persamaan (2.9b) dan (2.9c) masing-masing dideferensiasikan terhadap y dan z kemudian hasilnya dikurangkan, diperoleh persamaan:
%6 O6 66C −6B6DP = $∇ O66C −6B6DP … … … (2.12)
Dengan:
=66C −6B6D … … … . … … … … (2.13)
Subtitusikan persamaan (2.13) ke (2.12), maka diperoleh: 6
37 Persamaan (2.14) menyatakan persamaan gerak gelombang sekunder (S) yang merambat dengan kecepatan:
B = N$% … … … . . (2.15)
B = N(9 + 2$)% FH B = N$%
B
B = N9$ + 2 G H 9 = $
B
B = Q3
(SUBARJO, 2003)
2.2.3 Jenis-Jenis Gempa Bumi
A. Gempa Bumi Berdasarkan Sumber Gempa
Ditinjau dari penyebabnya, penyebab terjadinya gempa bumi dapat dibagi empat penyebab utama yaitu:
1. Gempa tektonik adalah gempa bumi yang berasal dari pergeseran lapisan-lapisan batuan sepanjang bidang sesar di dalam bumi.
2. Gempa vulkanik adalah gempa bumi yang berasal dari aktifitas atau letusan gunung berapi, aktifitas tersebut berasal dari pergerakan magma yang berada di dalam gunung berapi.
38
4. Gempa buatan adalah gempa bumi yang berasal dari adanya aktivitas manusia di kulit bumi atau permukaan bumi yang menyebabkan getaran yang cukup kuat.
B. Gempa Bumi Berdasarkan Kedalaman Gempa
Menurut (SUBARJO, 2003), kedalaman sumber gempa bumi adalah jarak dari titik fokus gempa bumi (hipocenter) dengan permukaan di atas fokus
(epicenter). Berdasarkan kedalaman sumber gempa, gempa dapat dikelompokan menjadi tiga, yaitu:
1. Gempa bumi dangkal, dimana kedalaman hipocenternya kurang dari 66 Km di bawah permukaan bumi.
2. Gempa bumi menengah, dimana kedalaman hipocenternya antara 66 Km – 450 Km di bawah permukaan bumi.
3. Gempa bumi dalam, dimana kedalaman hipocenternya lebih dari 450 Km di bawah permukaan bumi.
C. Gempa Bumi Berdasarkan Kekuatan Gempa a) Magnitude (Skala Richter)
Perhitungan besar gempa bumi dengan skala Richter diukur berdasarkan perhitungan logaritma (basis 10) terhadap nilai amplitude
maksimum dari rekaman fase gelombang gempa bumi yang di rekam oleh
39
daerah California Selatan, namun dalam perkembangannya skala ini banyak diadopsi untuk gempa-gempa yang terjadi di tempat lainnya bahkan hingga di seluruh dunia.
Ada beberapa metode yang biasa dipakai dalam menentukan enegi gempa bumi, yaitu meneliti besaran simpangan gelombang dengan menggunakan gelombang badan (body wave) yang merambat di bumi, dikenal dengan nama Magnitude Body (Mb), metode lainnya menggunakan gelombang permukaan (surface magnitude) yang disebut Magnitude Surface
(Ms), dan Magnitude Durasi (Md) yaitu metode yang bedasarkan rentang waktu gempa bumi. Ketiga metode ini mempunyai korelasi antara satu dengan yang lainnya sehingga bisa menjadi penentuan magnitude suatu gempa bumi (SALEH, MUHAMMAD,. DKK, 2003).
Berdasarkan kekuatan sumber gempa, gempa dapat dikelompokan menjadi empat, yaitu:
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
dimana M adalah Magnitude (SUBARJO, 20003). b) Intensitas (Skala Mercalli)
40
dan lingkungan pada tempat tertentu. Besar intensitas bervariasi, selain bergantung dari besar kekuatan gempa bumi pada sumber gempa, tetapi juga tergantung pada jarak tempat atau wilayah tertentu ke sumber gempa bumi, serta kondisi geologisnya.
Skala Mercalli ditemukan oleh seorang ahli gunung berapi berbangsa Italia yang bernama Giuseppe Mercalli pada tahun 1902. Skala Mercalli ini didasarkan pada informasi dari orang-orang yang selamat dari gempa bumi. Bedasarkan hal tersebut, Mercalli menemukan 12 ukuran besarnya gempa bumi, yaitu:
1. Tidak terasa.
2. Terasa oleh orang yang berada di bangunan tinggi. 3. Getaran dirasakan seperti ada kereta yang berat melintas
4. Getaran dirasakan seperti ada benda berat yang menabrak dinding rumah, benda yang tergantung bergoyang-goyang.
5. Dapat dirasakan di luar rumah, hiasan dinding bergerak, benda kecil di atas rak mampu jatuh.
6. Terasa oleh hampir semua orang, dinding rumah rusak.
7. Dinding pagar yang tidak kuat pecah, orang tidak dapat berjalan atau berdiri.
8. Bangunan yang tidak kuat akan mengalami kerusakan. 9. Bangunan yang tidak kuat akan mengalami kerusakan tekuk. 10.Jembatan dan tangga rusak, terjadi tanah longsor.
41
12.Seluruh bangunan hancur lebur.
Skala Mercalli tersebut di modifikasi kembali oleh ahli seismologi yang bernama Harry Wood dan Frank Neumann dan digunakan untuk tempat-tempat yang tidak terdapat peralatan seismometer. Skala Modifikasi Intensitas Mercalli (MMI) mengukur kekuatan gempa bumi sebagai berikut:
Skala I MMI: Getaran tidak dirasakan kecuali dalam keadaan luar biasa oleh beberapa orang (biasanya pada orang yang berada di gedung bertingkat).
Skala II MMI: Getaran dirasakan oleh beberapa orang, benda-benda ringan yang digantung bergoyang.
Skala III MMI: Getaran dirasakan nyata dalam rumah, terasa getaran seakan-akan ada truk lewat.
Skala IV MMI: Pada siang hari dirasakan oleh orang banyak dalam rumah, di luar beberapa orang terbangun, gerabah pecah, jendela pecah, pintu bergemerincing, dinding berbunyi karena pecah-pecah .
Skala V MMI: Getaran dirasakan oleh hampir semua penduduk, orang banyak terbangun, gerabah pecah, jendela dan sebagainya pecah, barang-barang terpelanting, pohon–pohon, tiang–tiang, dan lain-lain tampak bergoyang, bandul lonceng dapat berhenti.
Skala VI MMI: Getaran dirasakan oleh semua penduduk, kebanyakan terkejut dan lari keluar, plester dinding jatuh dan cerobong asap dari pabrik rusak. Kerusakan ringan.
42
pada rumah-rumah dan bangunan dengan konstruksi yang baik dan tidak baik, cerobong asap pecah atau retak-retak, terasa oleh orang-orang yang naik kendaraan.
Skala VIII MMI: Kerusakan ringan pada bangunan-bangunan konstruksi yang kuat, retak-retak pada bangunan yang kuat, dinding dapat lepas dari rangka rumah, cerobong asap dari pabrik-pabrik dan monument roboh, air menjadi keruh.
Skala IX MMI: Kerusakan pada bangunan-bangunan yang kuat, rangka-rangka rumah menjadi tidak lurus, banyak retak-retak pada bangunan yang kuat, rumah tampak agak pindah dari pondamennya, pipa-pipa dalam tanah putus.
Skala X MMI: Bangunan dari kayu yang kuat rusak, rangka-rangka rumah lepas dari pondamennya, tanah terbelah, rel kereta api melengkung, tanah longsor di tiap-tiap sungai dan di tanah-tanah curam, air bah.
Skala XI MMI: Bangunan-bangunan hanya sedikit yang tetap berdiri. Jembatan rusak, terjadi lembah, pipa dalam tanah tidak dapat dipakai sama sekali, tanah terbelah, rel kereta melengkung sekali.
43
D. Gempa Bumi Berdasarkan Tipe Gempa
Berdasarkan tipenya, gempa dikelompokan menjadi tiga tipe, yaitu:
a) Tipe I : ini gempa bumi utama diikuti gempa susulan tanpa didahului oleh gempa pendahuluan (fore shock).
b) Tipe II : Sebelum terjadi gempa bumi utama, diawali dengan adanya gempa pendahuluan dan selanjutnya diikuti oleh gempa susulan yang cukup banyak.
c) Tipe III : Tidak terdapat gempa bumi utama. Magnitude dan jumlah gempa bumi yang terjadi besar pada periode awal dan berkurang pada periode akhir dan biasanya dapat berlangsung cukup lama dan bisa mencapai 3 bulan. Tipe gempa ini disebut tipe swarm dan biasanya terjadi pada daerah vulkanik seperti gempa Gunung Lawu pada tahun 1979.
2.3
Pola Tektonik Daerah Papua
44
dimanifestasikan dalam bentuk-bentuk deformasi seperti gempa bumi, gunung api ataupun gerak - gerak vertikal.
Pusat-pusat gempa bumi terdapat di sepanjang jalur subduksi, yaitu di sebelah barat Sumatera, di selatan Jawa sampai Nusa Tenggara serta di daerah sekitar sesar mendatar seperti Sesar Semangko di Sumatera, Sesar Palu di Sulawesi dan Sesar Sorong di Irian Jaya.
Pulau Papua terletak di ujung pertemuan lempeng samudera yaitu Lempeng Pasifik yang menyusup di bawah Papua bergerak ke arah Baratdaya dengan kecepatan 12 cm/tahun dan Lempeng Indo-Australia yang menyusup di bawah Lempeng Eurasia bergerak ke utara sekitar 7 cm/tahun.
Dua gaya akibat tumbukan Lempeng Indo-Australia dan Pasifik di bagian utara Papua terdapat pegunungan yang memanjang dari “Kepala Burung” hingga Pegunungan Cycloof di Jayapura, di daerah tersebut terdapat patahan yang memanjang dari Sorong hingga Yapen dan terus ke Memberamo Hilir hingga di selatan Jayapura. Di bagian tengah terdapat pegunungan tengah dan patahan yang rumit seperti Patahan Weyland, Siriwo, Direwo, Kurima dan lain-lain. Disamping itu ada patahan yang memanjang dari Manokwari ke arah Nabire dan dinamakan Patahan Wandamen atau Patahan Ransiki. Akibat penyusupan Lempeng Indo-Australia dibawah Lempeng Eurasia menyebabkan terjadi patahan di dasar laut sebelah selatan Fak-Fak hingga di selatan Kaimana dan sebagian selatan Nabire yang dinamakan Patahan Aiduna (Gambar 2.21).
45
dan Lempeng Indo-Australia yang bergerak ke utara sekitar 7 cm/tahun. Dua gaya tektonik aktif inilah yang menyebabkan terbentuknya puncak Jayawijaya, pegunungan tertinggi di Indonesia yang sekarang masih terus membumbung naik beberapa millimeter per tahun.
46
Manokwari pernah terjadi gempa yang membangkitkan tsunami setinggi 12 meter. Pada waktu itu korbannya mencapai 250 orang padahal populasi manusia di pantai tentu masih sangat sedikit.
Gambar 2.22 Peta tektonik aktif Indonesia timur menunjukan batas lempeng dan jalur patahan aktif.
[image:64.595.113.521.178.515.2]47
[image:65.595.113.505.171.546.2]menunjukkan adanya pergerakan sesar naik dan sesar turun di daerah lempeng Wandamen di bagian “Leher Burung” dan sebelah selatan zona saturasi Pegunungan Medial.
Gambar 2.23 Peta historis gempa merusak di Papua
48
2.4
Prediksi Gempa Bumi
Prediksi gempa bumi merupakan kegiatan yang sangat mengandung resiko sosial dibanding dengan prakiraan cuaca. Secara teoritis gempa bumi merupakan gejala alam biasa oleh sebab itu sebelum peristiwa alam itu terjadi semestinya akan terdapat perubahan parameter fisis yang mendahuluinya atau yang disebut sebagai precursor. Hasil eksperimen di laboratorium menunjukkan bahwa sebelum terjadi gempa bumi maka batuan di sekitarnya akan mengalami perubahan parameter-parameter seperti tahanan listrik akan menurun, adanya perubahan stress dan strain, adanya fluktuasi unsur radon, perubahan permukaan air bawah tanah, perubahan suhu air bawah tanah, dan lain-lain.
Secara teoritis gempa bumi memang dapat diprediksi, namun para peneliti mengalami kesulitan karena beberapa hal, diantaranya terbatasnya kondisi pengamatan terutama peralatannya, tidak periodiknya aktivitas gempabumi, ketidaktentuannya proses gempa bumi, dan luasnya daerah jangkauan.
Kegiatan prediksi gempa bumi, mencakup tiga hal yaitu, kapan gempa bumi akan terjadi?, dimana terjadinya?, dan seberapa besar kekuatannya?. Di Jepang kegiatan ini mulai dilakukan sejak tahun 1965 dimana dalam perencanaannya terdapat empat bagian, yaitu pengamatan untuk kegiatan prediksi jangka panjang, pengamatan untuk kegiatan prediksi jangka pendek, penelitian dasar, dan kerjasama dengan institusi luar.
49
(survei ulang pengamatan ground movement, temporal variation, dan gravity),
geochemical (ground water level, ground water quality, dan unsur-unsur radio aktif), dan pengamatan geomagnet. Sedang penelitian dasar meliputi percobaan-percobaan di laboratorium dan di lapangan yang meliputi experiment fracture dari sample batuan, pengukuran stress, dan lain-lain.
Di Cina kegiatan ramalan gempa bumi dilakukan dengan intensif dan dikonsentrasikan pada pengamatan precursor. Di negara itu telah dibagun jaringan pengamatan precursor yang terdiri dari ratusan stasiun pengamatan crustal deformation, hydro chemestry, ground water level, magnet bumi, dan ground resistivity, serta banyak stasiun pengamatan yang lain seperti gravity, stress-strain dan electromagnetic.
Kegiatan prediksi gempa bumi di Cina dilakukan dengan empat metode, yaitu: seismo-geological method, statistic analisys of seismicity (Gutenberg Richter Law), Corelation analisys (position of / solar activity, gravity) dan
50
Ada beberapa metode yang dikenal sebagai precursor gempa bumi diantaranya metode periode ulang gempa bumi distribusi Weibull, metode perubahan kecepatan gelombang primer dengan kecepatan gelombang sekunder
51
BAB III
METODE PENELITIAN
3.1
Waktu dan Tempat Penelitian
[image:69.595.113.509.364.692.2]Penelitian penentuan anomali perubahan kecepatan gelombang primer dengan kecepatan gelombang sekunder ( ) pada daerah Papua Barat ini dimulai dari Januari 2009 sampai dengan Juni 2010. Adapun penelitian ini menggunakan data sekunder yang dimiliki oleh BMKG pusat berdasarkan pencatatan dari stasiun-stasiun gempa bumi yang berada di wilayah penelitian dengan menggunakan perangkat lunak MSDP. Tempat pengolahan data dan interpretasi data sekunder ini dilakukan di Pusat Gempa Nasional (PGN) Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofisika (BMKG) Jl. Angkasa 1 No: 2, Kemayoran, Jakarta Pusat.
52
3.2
Pengambilan Data Penelitian
Pengambilan data dengan menggunakan parameter dan pembacaan fase gelombang primer dan fase gelombang sekunder pada gempa-gempa yang terjadi di wilayah penelitian. Data tersebut berdasarkan laporan rekaman seismograph
yang terekam oleh stasiun-stasiun gempa bumi di sekitar wilayah penelitian yang berada di database BMKG pusat. Pengambilan data pada databese BMKG pusat dilakukan dengan menggunakan perangkat lunak MSDP.
MSDP merupakakan perangkat lunak yang dikembangkan oleh China Earthquake Administration (CEA). MSDP memenuhi syarat dasar sebagai perangkat lunak analisis gempa. MSDP mampu mengkombinasikan perolehan data umum, protokol transfer data mendekati waktu nyata, prosedur-prosedur otomatis untuk menentukan lokasi, kedalaman, magnitude, alarm hasil otomatis dan visualisasi sinyal seismic dan pemetaan hasil analisa gempa bumi. Kelebihan lain MSDP dari perangkat lunak lain yang dimiliki oleh BMKG pusat ialah mampu menjadi server database yang dapat menyimpan seluruh parameter gempa bumi termasuk sinyal seismic wave dalam waktu yang lama.
Parameter-parameter gempa bumi yang dapat diperoleh dari MSDP untuk penelitian ini adalah lokasi (epicenter) terjadinya gempa bumi dalam
koordinat geografis, waktu terjadinya gempa bumi (origin time), waktu yang ditempuh gelombang primer dan gelombang sekunder yang merambat dari pusat gempa bumi menuju stasiun-stasiun gempa bumi di sekitar wilayah penelitian ( FH ), dan kekuatan gempa bumi yang terjadi (magnitude) dengan skala
53
Prosedur manual MSDP yang dilakukan dalam memperoleh parameter-parameter gempa bumi tersebut pertama-tama memasukan tanggal terjadinya gempa bumi yang terjadi di wilayah penelitian pada catalog manage di MSDP, tanggal tersebut dapat diketahui dari database gempa bumi yang dimiliki BMKG pusat atau website BMKG. Langkah selanjutnya adalah memilih salah satu komponen yang ada pada layar di setiap stasiun gempa bumi (satu stasiun gempa bumi memiliki tiga komponen). Fungsi dari pemilihan komponen ini adalah untuk menentukan parameter gempa bumi selanjutnya berupa ( FH ) secara akurat, karena setiap komponen bekerja pada masing-masing fungsional yang berbeda. Untuk menetukan , komponen yang digunakan adalah komponen BHZ,
sedangkan untuk menentukan , komponen yang digunakan adalah komponen BHN.
3.3
Pengolahan Data
Dalam penelitian ini, terdapat tiga tahapan dalam proses pengolahan data yang dilakukan untuk mendapatkan anomali nilai . Adapun tahapan
pengolahan data yang dilakukan adalah menentukan perubahan kecepatan gelombang primer dengan kecepatan gelombang sekunder ( ), menentukan
hubungan dan dengan menggunakan diagram Wadati, dan penentuan
54
3.3.1 Menentukan Perubahan Kecepatan Gelombang Primer Dengan
Kecepatan Gelombang Sekunder (Vp/Vs)
Telah dijelaskan dalam bab II bahwa stress dan strain terkait dengan perbandingan perubahan kecepatan gelombang primer ( ) dan kecepatan
gelombang skunder ( ) atau . Namun sangat sulit untuk mengamati stress
dan strain dilapangan karena keterbataan peralatan yang ada. Kesulitan ini dapat diatasi dengan mengamati .
Dalam mengamati perubahan diperlukan parameter-parameter,
yaitu: selisih waktu datang gelombang sekunder ( ) dan waktu tiba gelombang primer ( ) atau ( − ), dan selisih waktu tiba gelombang P ( )dengan origin
time(RS) sebagai waktu terjadinya gempa bumi atau ( − RS).
P wave
S wave
[image:72.595.111.500.215.628.2]
tp s-p time ts
Gambar 3.2 Bentuk umum gelombang seismik dari gempa bumi
55
berdasarkan pembacaan gelombang seismik yang memiliki atau terjadi perubahan
amplitude secara tiba-tiba (tidak sewajarnya). Gelombang sekunder selalu terjadi setelah terjadinya gelombang primer sehingga antara dan akan mempunyai
selisih waktu ( − ).
Untuk mendapatkan nilai dari diagram Wadati ini maka dapat
dibentuk:
E d S
h D i
[image:73.595.113.511.168.702.2]F
Gambar 3.3 Model penjalaran gelombang gempa bumi
T = . … … … . . (3.1)
Dengan mengacu pada gambar 3.3: VV( − RS) = ( − RS)
VV( − RS) = {4 − 5 + 4 − RS5}
VV( − RS) = 4 − 5 + ( − RS)
4VV− 54 − RS5
