STUDI KEGEMPAAN GUNUNG KELUD OKTOBER 2007

(1)

STUDI KEGEMPAAN GUNUNG KELUD

OKTOBER 2007

TUGAS AKHIR

Diajukan Untuk Memenuhi Syarat Kurikuler

Program Sarjana Geofisika

Oleh :

Muhaiminin

12403026

Program Studi Geofisika

Fakultas Pertambangan dan Perminyakan

Institut Teknologi Bandung

(2)

TUGAS AKHIR

Dengan Judul :

STUDI KEGEMPAAN GUNUNG KELUD

OKTOBER 2007

Oleh : Muhaiminin

12403026

Telah di periksa dan di setujui oleh : Bandung, 26 Juni 2008

Afnimar Ph.D Ir. Kristianto M.Si.

Pembimbing I Pembimbing II

(3)

KATA PENGANTAR

Puji syukur kehadirat Allah SWT. atas segala limpahan ilmu dan rahmat-Nya sehingga penulis dapat menyelesaikan Tugas Akhir ini. Tugas Akhir ini disusun untuk memenuhi syarat kurikuler program sarjana Geofisika, ITB.

Penyelesaian laporan Tugas Akhir ini tidak lepas dari bantuan berbagai pihak, maka penulis ingin mengucapkan terimakasih yang sebesar-besarnya kepada:

• Bapak Afnimar Ph.D atas ilmu dan bimbingannya sehingga penulis dapat menyelesaikan Tugas Akhir ini.

• Bapak Ir. Kristanto, Msi. selaku pembimbing di Pusat Vulkanologi dan Mitigasi Bencana Geologi untuk data seismogram Gunung Kelud, ilmu, dan waktunya.

• Bapak, ibu, mas takim dan mba titin atas doa, nasehat, bantuan dan motivasinya.

• Bapak Untoro dan Bapak Gunawan selaku dosen wali dan dosen penguji, terimakasih atas nasehat, masukan, dan bantuannya.

• Semua temen-temen GMO terutama NoGame angkatan 2003 untuk diskusi-diskusinya, pengalaman menarik dan segala bantuan selama penulis belajar di sini.

• Pak maman dan petugas TU GMO, atas segala bantuannya selama ini.

• Bapak-bapk petugas perpustakaan GMO, maaf sering terlambat balikin bukunya.

• Teh ciwi buat ilmu matlabnya, teh alwin atas ilmunya, teh ratih atas nasehatnya, serta teteh-teteh yang lain yang sudah memberikan warna pada hidup saya.

• Temen-temen akhwat angkatan 2003, yuli, winda, umi, puput, ninda, helni, nisa, dkk yang lain yang tidak bisa disebutin satu persatu, terimakasih buat semuanya.

• Temen-temen Cisitu Baru 80 mba fika, mba dira, mba efi, mba indah, mba irna, mba reiry, wina, dan fani yang sudah menemani selama 4 tahun di ITB, serta teman-teman di Taman Pelesiran 5, yasmin, desti, rika, rahmi, teh anita, uni, trimakasih untuk semuanya. Penulis menyadari bahwa isi Tugas Akhir ini masih banyak kekurangan, oleh karenanya kritik dan saran yang membangun merupakan masukan yang berharga. Mudah-mudahan tulisan ini dapat bermanfaat.

Bandung, Juli 2008

Penulis i

(4)

DAFTAR ISI Kata Pengantar ... i Abstrak ... ii Daftar Isi ... iv Daftar Gambar ... v BAB I. PENDAHULUAN ... 1 1.1 Latar Belakang ... 1 1.2 Tujuan ... 2

BAB II. STRUKTUR GEOLOGI DAN SEISMISITAS GUNUNG KELUD ... 2

2.1 Geologi Gunung Kelud ... 2

2.2 Seismisitas Gunung Kelud ... 3

2.3 Deformasi Batuan ... 4

2.4 Mekanisme Pergerakan Magma ... 5

BAB III. METODOLOGI ... 6

BAB IV. DATA dan PENGOLAHAN DATA ... 7

3.1 Data ... 7

3.2 Pengolahan Data ... 7

BAB V. ANALISA DAN KESIMPULAN... 9

3.1 Analisa ... 9

3.2 Kesimpulan ... 11

Daftar Pustaka ... 11

(5)

v

DAFTAR GAMBAR

Gambar 1. Peta Administrasi G. Kelud ………... 1

Gambar 2. Peta Geologi G. Kelud ………... 3

Gambar 3. Diagram stress-strain ……… 5

Gambar 4. Penampang Gunungapi ... 6

Gambar 4. Posisi Gempa terhadap Kedalaman ... 8

Gambar 5. Sebaran Magnitudo 3D ... 8

DAFTAR LAMPIRAN

Lampiran A-1. Sebaran Magnitudo 2D ... 15

Lampiran A-2. Sebaran Magnitudo 3D ... 16

Lampiran B-1. Magnitudo Kedalaman 2 - 10 km ... 16

Lampiran C-1. Pergerakan Magma H 1 – 5 ... 18

(6)

STUDI KEGEMPAAN GUNUNG KELUD

OKTOBER 2007

Oleh:

Muhaiminin/12403026

Pembimbing: Afnimar Ph.D1), Ir. Kristianto M.Si2)

1) Fakultas Pertambangan dan Perminyakan ITB, 2) Pusat Vulkanologi dan Mitigasi Bencana Geologi

ABSTRAK

Aktivitas kegempaan Gunung Kelud terus meningkat pada bulan September dan mencapai puncaknya pada bulan Oktober 2007, yang diindikasikan dengan terjadinya ratusan gempa vulkanik yang terekam pada empat stasiun pengamat. Data seismogram periode 1 sampai 31 Oktober 2007 difilter dengan band-pass antara 3 sampai 15 Hz untuk mereduksi

noise. Data yang sudah difilter tersebut akan mempermudah dalam picking waktu tiba gelombang P dan S yang merupakan input dalam perhitungan hiposenter dengan menggunakan program GrHypo. Selanjutnya, amplitudo maksimum dari masing-masing stasiun diambil untuk perhitungan magnitudo lokal (ML). Diantara banyak perumusan magnitudo lokal, pada studi ini digunakan perumusan magnitudo yang dipakai pada penelitian gempa G. Vesuvius di Italia (Del Pezzo dan Petrosino, 2001). Magnitudo akhir diperoleh dengan mengambil nilai rata-rata dari keempat stasiun tersebut.

Hasil perhitungan memperlihatkan hiposenter tersebar pada kedalaman 0 sampai 20 km dengan magnitudo antara -3.44 sampai 1.52 skala Richter. Gempa-gempa bermagnitudo relatif besar antara 0.1 sampai 1.33 terdapat pada kedalaman 14 - 20 km, disebabkan oleh rekahan akibat tekanan magma yang memiliki densitas rendah pada dapur magma. Gempa– gempa bermagnitudo antara -2.97 sampai 1.46 yang melintang arah barat laut - tenggara dengan kedalaman 2 sampai 10 km dan gempa-gempa bermagnitudo antara -3.41 sampai 1.17 yang melintang timur laut - barat daya dengan kedalaman 2 sampai 12 km, berkorelasi dengan sesar-sesar normal di gunung ini. Gempa-gempa ini akibat dislokasi sesar-sesar normal tersebut. Gempa-gempa bermagnitudo relatif kecil antara -3.44 sampai 1.52 yang terdapat di bawah kubah lava akibat gesekan antara magma dengan dinding diaterma saat magma menuju ke permukaan.

(7)

SEISMICITY STUDY OF KELUD VOLCANO

ON OCTOBER 2007

By:

Muhaiminin/12403026

Supervisor: Afnimar Ph.D, Ir. Kristianto M.Si

ABSTRACT

Seismicity of Kelud Volcano increased continuously in September and reached the peak at October 2007 indicated by hundred volcanic earthquakes which recorded at four stations. To reduce the noises, a band pass filter with range 3 - 15 Hz was applied to the seismogram data recorded from October 1st till 31st 2007. The hypocenters are estimated using arrival times of P and S waves which are easier to pick in the filtering data. The local magnitude (ML) at each station is calculated using its maximum amplitude. Among local magnitude formulations, in this study, we use the formulation developed by Del Pezzo and Petrosino (2001) applied to Mount Vesuvius data. The final magnitude is the average value from four magnitudes values.

The results show that the hypocenters are distributed in depth 0 - 20 km with magnitude range from -3.44 to 1.52 in Richter scale. The strong events whose magnitude 0.1 - 1.33 at depth 14 - 20 km are generated by cracks which are caused by magma pressure from magma chamber. The events whose magnitude from -2.97 until 1.46, in NW - SE direction are placed at 2 – 10 km depth, meanwhile the events whose magnitude from -3.41 until 1.17 at NE - SW direction are at 2 – 12 km depth. Those events are about along two normal faults in this volcano. Of course, those events are caused by dislocation of those faults. The events with relatively low magnitude beneath the crater are caused by the friction between the magma and the conduit when the magma flows to the surface.

Keywords: seismicity, local magnitude, crack, faults, friction.

(8)

PENDAHULUAN

1.1.Latar Belakang

Indonesia merupakan salah satu wilayah dengan aktivitas tektonik yang kompleks di dunia. Lempeng-lempeng besar seperti Lempeng Pasifik, Lempeng Indo-Australia, Lempeng Eurasia, dan beberapa lempeng lainnya berinteraksi membentuk palung dan jajaran gunungapi disepanjang kepulauan Indonesia.

Gunung Kelud merupakan salah satu gunungapi strato andesitik aktif yang secara administrasi terletak di Kabupaten Kediri, Kabupaten Blitar, dan Kabupaten Malang Jawa Timur (Gambar 1). Secara geografis gunung setinggi 1731 m ini terletak pada 7°56’ LS dan 112°18,5’ BT. Pencapaian kawah hanya dapat dilakukan dari Kediri, melalui Wates – Ngancar – Margomulyo sampai ke depan terowongan Ampera.

Gambar 1. Peta Administrasi G. Kelud

(Mustakim, 2008)

Sejarah aktivitas Gunung Kelud tercatat sejak tahun 1000 hingga terakhir pada bulan Oktober 2007 kemarin. Letusan tahun 1586 merupakan letusan yang paling banyak menimbulkan korban jiwa yaitu sebanyak 10.000 orang meninggal. Selama abad 20 telah terjadi 5 kali letusan masing-masing pada tahun 1901, 1919, 1951, 1966 dan 1990 dengan jumlah korban seluruhnya mencapi 5400 jiwa (Sabry, 1993). Setelah sejak tahun 1990 mengalami masa dorman (istirahat), Gunung Kelud kembali menunjukkan aktivitasnya pada 16 Oktober 2007 ditandai dengan lebih dari 170 gempa dangkal, tektonik dan vulkanik. Melihat keaktifan dari gunungapi ini, menarik dilakukan studi di bidang seismologi untuk meminimalisir kerugian yang ditimbulkan.

Gunungapi Kelud merupakan gunungapi yang berdanau kawah. Kawah yang ada pada saat ini merupakan seri terbaru dari rangkaian pembentukan kawah Kelud sejak beberapa puluh ribu tahun yang lalu. Kawah ini menjadi pusat aktivitas letusan sampai saat ini. Pada bulan Agustus 2007 terjadi peningkatan aktivitas kembali, ditandai dengan munculnya gempa vulkanik yang cukup banyak yang mengakibatkan peningkatan status G. Kelud dari ‘Aktif Normal’ menjadi ‘Waspada’ pada tanggal 11 September 2007.

(9)

Aktivitas kegempaan terus meningkat, didukung oleh data deformasi dan kimia maka status dinaikkan menjadi ‘SIAGA’ pada tanggal 29 September 2007, dan kemudian menjadi ‘AWAS’ pada tanggal 16 Oktober 2007 karena pada tanggal tersebut terekam ratusan gempa vulkanik dan juga gempa tremor. Terekamnya gempabumi vulkanik dalam dan vulkamik dangkal sejak 16 Oktober 2007 telah menyebabkan peningkatan tekanan di dalam tubuh G. Kelud. Pada tugas akhir ini akan dilakukan proses pengolahan data pada bulan Oktober, mengingat pada bulan tersebut aktivitas kegempaannya cukup besar.

2.1. Tujuan

Tujuan dari tugas akhir ini adalah: Analisa aktivitas kegempaan Gunung Kelud berdasarkan perhitungan magnitudo lokal.

2. STRUKTUR GEOLOGI DAN SEISMISITAS GUNUNG KELUD

2.1. Geologi Gunung Kelud

Gunung Kelud (1731 m) merupakan hasil dari proses subduksi antara lempeng Indo-Australia yang menunjam ke bawah lempeng Asia tepatnya di sebelah selatan

Jawa. Sebagai gunungapi muda yang tumbuh pada zaman Kwarter Muda (Holosen), Gunung Kelud merupakan salah satu gunungapi dalam deretan gunungapi yang tumbuh dan berkembang di dalam Sub Zona Blitar dari Zona Solo, yang dimulai dari daerah bagian selatan Jawa bagian tengah (G. Lawu) hingga Jawa bagian timur (G. Raung), yang dibatasi gawir sesar Pegunungan Selatan.

Perkembangan gunungapi muda ini sangat terbatas, hal ini nampak dari kerucut gunungapi yang rendah, puncak tidak teratur, tajam dan terjal. Keadaan puncak – puncak tersebut disebabkan oleh sifat letusannya yang sangat merusak (eksplosif) yang disertai dengan pertumbuhan sumbat-sumbat lava seperti puncak Sumbing, Gajahmungkur dan puncak Kelud.

Secara morfologi, Gunung Kelud dapat dibedakan menjadi 5 satuan morfologi (Djumarma, 1991) yaitu: Satuan Morfologi Puncak dan Kawah; Satuan Morfologi Tubuh Gunungapi; Satuan Morfologi Kerucut Samping; Satuan Morfologi Kaki, dan Dataran serta Satuan Morfologi Pegunungan sekitar.

Satuan Morfologi Puncak dan kawah mempunyai ketinggian lebih dari 1000 m di atas permukaan laut tersusun oleh aliran lava, kubah lava, dan batuan

(10)

piroklastik, bentuk morfologi tidak teratur, bukit – bukit kecil dengan tebing curam dengan kemiringan lereng lebih besar dari 40°, serta pola aliran yang ada pada satuan morfologi ini adalah pola aliran radial.

Satuan Morfologi Tubuh Gunungapi

terletak pada ketinggian antara 600 – 1000 m di atas permukaan laut, tersusun atas batuan piroklastik aliran, jatuhan dan endapan lahar. Kemiringan lereng antara (5 – 20)°, serta pola aliran yang berkembang adalah pola radial – paralel.

Satuan Morfologi Kerucut Samping yang terdiri dari Bukit Umbuk (1014 m) di sebelah barat daya, Bukit Pisang (865 m) di sebelah selatan dan Bukit Kramasan (944 m) di sebelah tenggara lereng Gunung Kelud. Satuan ini tersusun oleh aliran lava, piroklastik aliran, dan kubah lava. Satuan morfologi ini mempunyai kemiringan lereng lebih besar dari 20°.

Satuan Morfologi Kaki dan Dataran

mempunyai ketinggian kurang dari 600 m di atas permukaan laut, kemiringan lereng kurang dari 5° dan pola alirannya parallel – braided, litologi penyusunnya terdiri dari

endapan lahar dan piroklastik jatuhan.

Satuan Morfologi Pegunungan sekitar, terletak di sebelah timur – timur laut dari danau kawah yaitu Gunung Kawi,

Gunung Butak dan Gunung Anjasmoro. Satuan ini dicirikan dengan tebing yang curam, pola aliran paralel, serta tersusun oleh litologi aliran lava, breksi lava, dan batuan piroklastik.

Selain itu, berdasarkan peta geologi G. Kelud (Gambar 2) terdapat sesar normal arah barat laut - tenggara di sebelah barat laut G. Kelud dengan hanging wall(naik) di

bagian timur. Di sebelah timur laut sampai barat daya G. Kelud juga terdapat sesar normal yang melintang arah timur laut - barat daya dengan hanging wall di bagian

utara.

Gambar2. Peta Geologi G. Kelud

(Zaenuddin dkk, 1992)

2.2. Seismisitas Gunung Kelud

Dari hasil pengamatan gempa yang

dilakukan Matahelumual dan Siswowijoyo

(1976), diperoleh bahwa sebagian besar sumber gempa terdapat di sebelah selatan G.

(11)

Kelud sampai ke Samudera Indonesia. Hal ini sesuai dengan teori tektonik lempeng dimana penunjaman dasar samudera yang terjadi di daerah selatan Jawa membentuk

suatu zone gempa yang dinamakan Zone

Benioff. Berdasarkan data lokasi hiposenter

gempa di sekitar G. Kelud selama Februari sampai Mei 1976 dari kedalaman ±100 km, gempa makin dangkal dan mengarah ke G. Kelud. Mungkin gejala tersebut ada hubungannya dengan kegiatan magma atau migrasi magma ke arah permukaan yang dapat menyebabkan terjadinya letusan.

Gunung Kelud merupakan salah satu gunungapi yang digolongkan masih sangat aktif tipe ’A’, yaitu gunungapi yang pernah meletus sejak tahun 1600 M. Menurut Van Padang & Kusumadinata (1979) sejarah aktivitas gunung kelud bahkan sudah tercatat sejak tahun 1000 M, tetapi hingga tahun 1311 tidak tercantum keterangan ciri erupsi gunungapi tersebut (Djumarma, 1991). Letusan-letusan G. Kelud umumnya tidak berlangsung lama, tetapi selalu saja berbahaya sebab disamping mengeluarkan awan panas juga menimbulkan lahar letusan karena adanya danau kawah.

2.3. Deformasi Batuan

Batuan yang terkena tekanan (stess)

akan mengalami deformasi yaitu perubahan bentuk dan atau volume dalam keadaan padat yang disebut strain atau regangan.

Deformasi pada batuan dibagi menjadi tiga (Christopher, 2002), pertama

Elastic Deformation adalah deformasi

sementara tidak permanen atau dapat kembali ke bentuk awal (reversible). Begitu stress hilang, batuan kembali ke bentuk dan

volume semula. Seperti karet yang ditarik akan melar tetapi jika dilepas akan kembali ke panjang semula. Elastisitas ini ada batasnya yang disebut elastic limit, yang

apabila dilampaui batuan tidak akan kembali pada kondisi awal.

Kedua, Ductile deformation

merupakan deformasi dimana elastisitas limit dilampaui dan perubahan bentuk dan volume batuan tidak kembali ke bentuk

semula. Ketiga, Fracture terjadi apabila

batas atau limit elastisitas terlampaui.

Untuk mempermudah membayangkannya dapat dilihat diagram stress-strain yang didapat dari percobaan dengan menekan contoh batuan berbentuk silindris.

(12)

Gambar3. Diagram stress-strain

(Jaeger and Cook, 1976)

Mula-mula kurva stress-strain naik

tajam sepanjang daerah elastis limit (Z),

kurvanya mendatar. Penambahan stress menyebabkan terjadinya deformasi ductile.

Bila proses stress dihentikan pada titik X,

silinder akan kembali sedikit ke arah semula (Ductile deformation). Strain permanennya

adalah XlY yang merupakan deformasi

ductile.

2.4. Mekanisme Pergerakan Magma

Subduksi lempeng samudera ke bawah lempeng benua menimbulkan energi panas karena gesekan lempeng tersebut. Energi panas ini melelehkan batuan pada kedalaman 100 – 150 km. Pada kedalaman tersebut diperkirakan magma mulai terbentuk. Magma memiliki suhu yang tinggi dan densitas yang rendah akan berusaha mendorong keatas batuan yang

menutupinya. Jika elastisitas batuan akibat tekanan (stress) tersebut terlampaui, maka

batuan tersebut akan terpatahkan (dislokasi) dan terbentuk retakan (crack) di atas dapur

magma (Magetsari, 2001). X1

X Z

Y

Gelombang seismik akibat dislokasi akan men-trigger sesar-sesar disekitarnya

untuk ikut bergerak. Sesar memiliki bidang

gelincir (slip) yang membuatnya mudah

bergerak jika ada energi yang mengenainya. Energi yang dibutuhkan untuk menggerakkan batuan yang telah memiliki bidang sesar lebih kecil jika dibandingkan energi yang dibutuhkan untuk memecahkan batuan yang kompak. Karena itu, gempa-gempa karena aktivitas dapur magma memiliki energi (magnitudo) yang lebih besar jika dibandingkan dengan energi (magnitudo) akibat pergerakan sesar.

Saat magma menuju ke permukaan, akan terjadi gesekan antara magma dengan dinding diaterma. Gesekaan antara magma dan batuan menghasilkan suatu energi yang membuat batuan disekitarnya bergerak. Energi (magnitudo) yang dilepaskan oleh batuan yang bergerak tersebut dirasakan sebagai gempa vulkanik. Sebagai ilustrasi, berikut ditampilkan gambar penampang gunungapi.

(13)

Gambar 4. Penampang Gunungapi

(http://www.georesources.co.uk/crosssec.gif.)

3. METODOLOGI

Perhitungan magnitudo gempa vulkanik dalam banyak kasus cukuplah sulit. Salah satu masalah utamanya adalah jarak episenter yang sangat pendek, biasanya lebih pendek daripada jarak episenter pada gempa tektonik. Data hiposenter pada jarak yang pendek sangat dipengaruhi oleh efek geometri dan atenuasi dibandingkan data hiposenter pada jarak yang lebih jauh. Akhirnya dihasilkan perbandingan nilai signal per noise yang cukup rendah pada data magnitudo yang membuat penelitian semakin sulit.

Diantara banyak perumusan magnitudo lokal (ML), pada tugas akhir ini digunakan perumusan magnitudo yang dipakai pada penelitian gempa G. Vesuvius

di Italia yang dikembangkan oleh Del Pezzo and Petrosino tahun 2001 (Havskov, 2001).

ML = logA + 1.34 log ∆ - 1.10 Dimana:

A = amplitude maksimum (µm)

∆ = jarak episenter (km)

Perhitungan magnitudo ini didapat dari penurunan skala magnitudo pertama yang dikembangkan oleh C. Skala Richter pada awal tahun 1930an dengan motivasi untuk menerbitkan katalog pertama gempa

California yang mempunyai ratusan event

dengan ukuran magnitudo dari hampir tidak terasa sampai yang besar.

ML = log (Ar) – log (Aө) Dimana:

ML = magnitudo gempa

Ar = hasil koreksi pembacaan amplitudo dengan pembesaran seismograf standar (Wood Andersons standard torsion seismometer)

log Aө = logaritma variabel amplitudo

gempa khusus fungsi dari jarak episenter Perumusan magnitudo lokal mana yang dipilih sebenarnya tidak terlalu berpengaruh pada penilitian tugas akhir ini, karena dalam hal ini besaran magnitudo akan digunakan untuk perbandingan dalam menentukan energi gempa sebagai fungsi

(14)

dari pergerakan magma menuju ke permukaan.

Perumusan ini dipilih karena faktor geometri daerah penilitian G. Vesuvius yang hampir sama dengan daerah penelitian G. Kelud, dimana pada penelitian G. Vesuvius nilai hiposenter yang dipakai kurang dari 17 km dan tercatat magnitudo gempa sampai kurang dari -2.

4. DATA DAN PENGOLAHAN DATA 4.1. Data

Data yang digunakan dalam tugas akhir ini adalah data seismogram gempa vulkanik Gunung Kelud dari tanggal 1 sampai 31 Oktober 2007 dengan 4 stasiun pencatat gempa, yaitu Stasiun KLD (0.733 -0.124 -1.492), Stasiun SUM (-0.553 -0.290

-1.350), Stasiun GJM (0.314 1.048

-1.400), dan Stasiun KWH (0 0 -1.259),

dimana dalam periode tersebut terdapat 480 kejadian gempa. Pemantauan perekaman kegempaan dengan seismograf digital menggunakan Datamark LS7000.

Luas kompleks Gunung Kelud yang dijadikan daerah penelitian meliputi daerah seluas 6 km X 6 km, dengan batas kedalaman 20 km.

4.2. Pengolahan Data

Langkah pertama yang dilakukan adalah mencari kejadian gempa pada data seismogram tanggal 1 sampai 31 Oktober 2007 dari 4 stasiun dengan menggunakan program GrHypo, disini dilakukan proses pemilihan data gempa. Hanya gempa-gempa yang memiliki sinyal bagus yang diambil, terdapat 480 kejadian gempa.

Data kejadian gempa yang telah ada

kemudian di-convert dalam bentuk ASCii

dengan menggunakan program WVW.

Data dalam bentuk ASCii kemudian difilter dan ditentukan amplitudo maksimum, waktu tiba gelombang P dan S untuk setiap kejadian gempa pada tiap stasiun dengan menggunakan program Matlab. Filtering ini

dilakukan untuk menghilangkan noise,

dimana hal ini sangat berpengaruh pada besaran amplitudo dan penentuan posisi waktu tiba gelombang P dan S (tp ts) serta besaran magnitudo untuk kemudian.

Filter yang dipakai adalah bandpass filter dengan frekuensi yang digunakan

antara 3 sampai 15 Hz. Frekuensi rata-rata sekitar 7 Hz. Penentuan nilai frekuensi

dilakukan dengan try and error picking

frekuensi sampai didapat signal sebelum tp dalam keadaan flat, yang mana artinya

(15)

didapat waktu tiba gelombang P dan S serta amplitudo maksimum pada setiap stasiun.

Langkah selanjutnya adalah picking

waktu tiba gelombang P dan S dari data

filter untuk menentukan posisi gempa (x y z)

dengan menggunakan program GrHypo. GrHypo (Graphical Hypocenter Calculation Software) merupakan program penentuan posisi hiposenter (Nishi, 2005). Data masukannya berupa waktu tiba gelombang P dan S yang di-picking pada sinyal di layar

monitor, data koordinat stasiun, dan data kecepatan struktur batuan daerah pengamatan. Hasil yang didapat kemudian diplot untuk mengetahui persebarannya.

Gambar 5. Posisi Gempa terhadap Kedalaman

Langkah terakhir adalah perhitungan magnitudo gempa dengan perumusan:

ML = log A + 1.34 log ∆ - 1.10 Dimana: A = amplitudo maksimum (µm)

∆ = jarak episenter (km)

Nilai magnitudo dihitung pada setiap kejadian gempa pada tiap-tiap stasiun. Satu kejadian gempa direkam oleh 4 stasiun, berarti ada empat nilai magnitudo. Hasil akhir nilai magnitudo lokal didapat dengan mengambil nilai rata-ratanya. Data magnitudo lokal kemudian dibagi dalam beberapa kelas: Magnitudo ≤ -3 -3 < Magnitudo ≤ -2 -2 < Magnitudo ≤ -1 -1 < Magnitudo ≤ 0 0 < Magnitudo ≤ 1 Magnitudo > 1

Nilai magnitudo lokal yang ada kemudian diplot berdasarkan posisi lintang, bujur, dan hiposenternya pada program Matlab.

Gambar 6. Sebaran Magnitudo 3D

(16)

Data magnitudo juga diplot pada interval kedalaman tertentu untuk mengetahui sebaran gempa-gempa besar disekitar sesar dan dapur magma. Sedangkan untuk mengetahui adanya pergerakan magma, data magnitudo diplot berdasarkan waktu. Interval waktu yang digunakan adalah 5 hari. Di sini digunakan interval waktu yang cukup besar karena gempa-gempa dari tanggal 1 sampai 31 Oktober 2007 tidak tersebar dalam jumlah yang merata. Ada yang dalam satu hari hanya tercatat 1 kejadian gempa, tapi ada juga yang dalam sehari tercatat terjadi ratusan gempa misalnya pada tanggal 16 Oktober dimana tercatat terjadi 178 gempa. Dengan interval yang cukup besar, maka pola persebaran gempanya akan lebih terlihat.

5. ANALISA DAN KESIMPULAN

5.1. Analisa

• Berdasarkan hasil plot magnitudo

terhadap kedalaman, terlihat bahwa gempa-gempa relatif besar antara lebih besar dari 0 sampai lebih besar dari 1 skala Richter terdapat pada 3 tempat (Lampiran A-1 dan Lampiran A-2). Pada kedalaman 14 – 20 km terdapat gempa-gempa yang cukup besar dengan magnitudo antara 0.1 sampai 1.33 skala

Richter (Lampiran B-1). Gempa-gempa besar pada bagian bawah dimungkinkan karena adanya aktivitas dari dapur magma. Magma yang memiliki panas yang tinggi dan densitas yang rendah akan mendorong lapisan batuan di atasnya. Jika elastisitas akibat tekanan pada batuan tersebut terlampaui, maka

akan terjadi crack (rekahan) pada

dinding dapur magma. Besarnya magnitudo sebanding dengan energi yang dilepas.

• Pada kedalaman 2 - 10 km terdapat

gempa-gempa bermagnitudo kurang dari -3 sampai lebih besar dari 1 skala Richter (Lampiran B-2). Di sini terlihat, gempa-gempa bermagnitudo cukup besar antara -2.97 sampai 1.46 skala Richter membentuk suatu pola garis arah barat laut - tenggara dengan kemiringan sekitar 40˚ di bagian barat laut G. Kelud. Demikian juga gempa-gempa bermagnitudo antara -3.41 sampai 1.17 skala Richter yang melintang timur laut – barat daya G. Kelud membentuk suatu pola garis dengan kemiringan 45˚ pada kedalaman 2 - 12 km. Hal ini sesuai dengan data dari peta geologi G. Kelud, dimana terdapat sesar-sesar normal arah barat laut - tenggara disebelah barat laut

(17)

dan sesar arah timur laut - barat daya daya G. Kelud.

• Dari hasil plot data gempa terhadap

waktu terlihat, pada hari ke-1 sampai hari ke-5 gempa-gempa relatif besar bermagnitudo 0 sampai lebih besar dari 1 skala Richter terkonsentrasi di sekitar dapur magma dan sesar barat laut – tenggara (Lampiran C-1). Beberapa gempa terdapat di sekitar sesar timur laut – barat daya dan di bawah kubah lava dengan magnitudo yang lebih kecil. Pada hari ke-6 sampai ke-10, gempa-gempa bermagnitudo antara -1 sampai lebih besar dari 1 skala Richter terkonsentrasi di sekitar sesar timur laut – barat daya, di atas dapur magma, dan di bawah kubah lava dengan magnitudo lebih kecil (Lampiran C-2). Gempa-gempa bermagnitudo -1 sampai lebih besar dari 1 skala Richter terkonsentrasi di bawah kubah lava dan dapur magma pada hari ke-11 sampai 15 (Lampiran C-3). Gelombang seismik yang dilepas saat

terjadi dislokasi pada rekahan akibat

tekanan magma akan men-trigger

sesar-sesar disekitarnya untuk ikut bergerak. Sesar memiliki bidang gelincir (slip)

yang membuatnya mudah bergerak jika ada energi yang mengenainya.

Gempa-gempa di bawah dapur magma diperkirakan akibat gesekan antara magma dengan dinding diaterma saat magma naik ke permukaan. Magnitudo di atas dapur magma dan sekitar area sesar lebih besar jika dibandingkan dengan magnitudo di bawah kubah lava, hal ini karena batuan mempunyai kemampuan untuk menyimpan energi sehingga ketika batas elastisitasnya terlampaui dan kemudian terjadi dislokasi energi yang dilepas akan lebih besar jika dibandingkan energi hasil gesekan antara magma dengan dinding-dinding diaterma. Pada hari ke-16 sampai 25 terdapat ratusan gempa bermagnitudo kurang dari -3 sampai -2 skala Richter pada kedalaman kurang dari 3 km di bawah kubah lava (Lampiran C-4 dan Lampiran C-5.). Tekanan sebanding dengan kedalaman, saat magma naik ke permukaan tekanannya akan semakin kecil sehingga energi yang dilepas akan kecil pula. Gempa-gempa berskala kurang dari -1 skala Richter juga terjadi di sekitar sesar timur laut – barat daya. Pada hari ke-25 sampai 31 gempa-gempa berskala kurang dari -3 sampai -2 skala Richter kembali terjadi di sekitar sesar (Lampiran C-6). Gempa-gempa

(18)

bermagnitudo kurang dari -3 sampai -1 pada skala Richter juga terdapat di bawah kubah lava.

5.1. Kesimpulan

Aktivitas vulkanik yang terjadi di G. Kelud pada periode 1 sampai 31 Oktober 2007 ditinjau dari besaran magnitudo lokalnya dapat dikelompokkan menjadi 3:

• Gempa-gempa dengan magnitudo antara

0.1 - 1.33 skala Richter pada kedalaman 14 - 20 km disebabkan oleh rekahan akibat tekanan magma yang memiliki densitas rendah pada dapur magma.

• Gempa – gempa bermagnitudo antara

-2.97 - 1.46 skala Richter arah barat laut - tenggara pada kedalaman antara 2 - 10 km dan gempa- gempa bermagnitudo antara -3.41 sampai 1.17 skala Richter yang melintang timur laut – barat daya G. Kelud dengan kedalaman 2 - 12 km akibat dislokasi sesar-sesar normal.

• Gempa-gempa bermagnitudo relatif

kecil -3.44 sampai 1.52 yang terdapat di bawah kubah lava akibat gesekan antara magma dengan dinding diaterma saat magma menuju ke permukaan.

DAFTAR PUSTAKA

• A. Magetsari, Noer, dkk, 2001,

Catatan Kuliah Geologi Fisik. ITB

• Djumarma, A., 1991, Some studies of volcanology,petrology and structure of Mt. Kelud, east Java, Indonesia, thesis.

• Havskov, Jens. , 2001, Magnitude Scales for very local earthquakes. Application for Deception Island Volcano (Antartica), Journal of

Volcanology and geothermal research 128(2003) 115-133.

• Jaeger, J. C., and Cook, N. G. W., 1976,Fundamentals of Rock Mechanics, 2nd edition, John iley and Sons, N.Y.

Chapters 2 and 3.

• Mustakim, 2008, Peta Administrasi G.

Kelud, Jakarta.

• Nishi, K., 2005, Graphical Hypocenter

Calculation Software, Silver Expert

JICA Indonesia.

• Sabry, M., 1993, Mekanisme Letusan G. Kelud 10 Februari 1990 Berdasarkan Analisis Seismik, Tugas Akhir

Departemen Geofisika dan Meteorologi, ITB.

• Scholz, C. H., 2002, The Mechanics of Earthquakes and Faulting 2nd Edition,

(19)

• Zaenuddin, A. dkk, 1992, Peta Gunungapi Kelud, Jawa Timur,

Direktorat Vulkanologi. • http://www.vsi.esdm.go.id/gunungapiInd onesia/kelud/umum.html • http://www.georesources.co.uk/crosssec. gif. 12

(20)

(21)

FLOWCHART PENGOLAHAN DATA

Filtering data (Band Pass Filter 3 - 15 Hz) dan

penentuan Amp. max

Penentuan posisi gempa (X, Y, Z) dengan program GRHYPO

Plot data gempa berdasarkan waktu dan kedalaman

Analisis seismisitas Konversi Amplitudo dan penentuan Magnitudo Lokal ML = log (A) + 1.34 log (Δ) – 1.1

Data gempa vulkanik G. Kelud 1 – 31 Oktober 2007 (480 gempa)

(lon, lat, date, magnitude, depth)

Konversi data dalam ASCii dengan program WVW

(22)

T T

N

6 km Barat - Timur

(23)

Lampiran A-2. Sebaran Magnitudo 3D

Lampiran B-1. Magnitudo Kedalaman 2 - 10 km (Berkorelasi dengan sesar arah barat laut – tenggara)

(24)

Lampiran B-2. Magnitudo Kedalaman 2 - 12 km (Berkorelasi dengan sesar arah timur laut – barat daya)

Lampiran B-3. Magnitudo Kedalaman 14 - 20 km (Aktivitas dapur magma)

(25)

Lampiran C-1. Pergerakan Magma H 1 – 5

(26)

(27)

Lampiran C-3. Pergerakan Magma

H 11 – 15

(28)

(29)

(30)