Gempa bumi terjadi di sepanjang sabuk seismik yang menonjol di sekitar Lingkar Pasifik dan di sepanjang pegunungan di tengah samudra. Kurva waktu tempuh model kecepatan referensi AK135 diplot terhadap fase pengamatan gempa (Shearer, 2009).
PENDAHULUAN
Sejarah Singkat Perkembangan Seismologi
Pengamatan pertama dari gempa bumi jarak jauh, atau teleseisme, dilakukan di Potsdam pada tahun 1889 untuk peristiwa di Jepang. Pada tahun 1928 Kiyoo Wadati melaporkan bukti meyakinkan pertama untuk gempa bumi fokus yang dalam (kedalaman kurang dari 100 km).
Seismologi dan Masyarakat
Menjadi mungkin untuk memetakan sejarah ruang-waktu dari distribusi sesar slip-on selama gempa bumi besar. Dengan demikian, para kritikus berpendapat bahwa program tersebut secara ilmiah lemah, mengalihkan sumber daya yang dapat digunakan lebih bermanfaat untuk seismologi dasar dan rekayasa gempa, dan memberikan kesan yang menyesatkan bahwa gempa bumi saat ini dapat diprediksi.
Bahaya Kegempaan dan Resiko Gempa
Oleh karena itu, bahaya gempa bumi terutama disebabkan oleh gempa bumi besar (biasanya bermagnitudo lebih besar dari 6,5). Risiko gempa bumi dapat dikurangi dengan tindakan manusia, sementara bahaya tidak bisa (oleh karena itu Program Pengurangan Bahaya Gempa Bumi Nasional yang salah nama dari pemerintah AS).
TEORI
ELASTISITAS
- Analisis Tegangan (Stress)
- Tensor Tegangan
- Tegangan Geser Maksimum dan Patahan
- Tegangan Deviatorik
- Regangan (Strain)
- Hubungan Konstitutif Antara Tegangan dan Regangan
Stres didefinisikan sebagai jumlah gaya per satuan luas pada suatu titik di bidang yang bersangkutan. Tegangan yang bekerja pada 2 bidang tegak lurus terhadap sumbu 2 (bidang atas dan bawah sejajar dengan epipedum).
GELOMBANG SEISMIK
Persamaan Gelombang Seismik
Dalam kasus medan tegangan homogen, gaya netto tidak akan ada pada kubus (Gbr. 2.2), karena komponen berada dalam arah yang berlawanan. Gravitasi penting pada frekuensi sangat rendah dalam seismologi mode normal, tetapi dapat diabaikan untuk gelombang tubuh dan gelombang permukaan.
Tipe-tipe Gelombang Seismik
- Gelombang Badan (Body wave)
- Gelombang Permukaan (Surface Wave)
Oleh karena itu, gelombang permukaan ini memiliki amplitudo yang menurun dengan cepat terhadap kedalaman atau jarak dari permukaan penuntun. Sesuai dengan sifat gerak partikel suatu medium elastis, gelombang permukaan merupakan gelombang kompleks dengan frekuensi rendah dan amplitudo besar yang merambat akibat pengaruh permukaan bebas dimana terdapat perbedaan sifat elastis (Susilawati, 2008). Gelombang Rayleigh (Gambar 3.4) adalah gelombang terpandu pada batas bebas media berlapis atau homogen.
Jenis gelombang ini merupakan gelombang permukaan yang terjadi akibat interferensi gelombang P dan SV pantul yang sudut datangnya melebihi sudut kritis. Gelombang Cinta (Gambar 3.5) adalah gelombang yang arah rambat partikelnya bergetar melintang ke arah rambatnya seperti gelombang SH, tetapi amplitudonya berkurang dengan kedalaman. Gelombang cinta merupakan gelombang transversal, kecepatan gelombang ini di permukaan bumi (vL) adalah km/s (Hidayati, 2010).
Gelombang batu adalah gelombang yang dipandu pada batas antara dua media (gelombang antarmuka atau gelombang antarmuka) dengan gerakan partikel yang mirip dengan gelombang SV.
Refleksi dan Transmisi Gelombang Badan
Semakin tinggi frekuensinya, semakin kecil kecepatan dan semakin dangkal kedalaman penetrasi dan sebaliknya. Konversi gelombang-P ketika mengenai batas antara dua lapisan bumi ditandai dengan sifat elastis kerapatan (𝜌), kecepatan gelombang. Jika gelombang P mengenai batas lapisan (Gambar 3.6), maka akan terjadi refleksi dan transmisi gelombang P dan akan muncul gelombang konversi yaitu refleksi dan transmisi gelombang SV.
Demikian pula, fenomena yang sama akan terjadi jika gelombang SV mengenai batas lapisan. Kemudian pilih event yang akan kita rekam, misalkan kita akan merekam gempa besar di Jepang, maka akan muncul gambar berikut : Anda juga bisa mendownload data yang diperoleh dengan cara klik Request Data, lalu isi formulir permintaan data dan submit, lalu itu akan data yang dikirim melalui email.
Data di atas merupakan data yang difilter dari data di bawahnya dengan batas frekuensi 0,05 sampai 2 Hz.
SEISMOMETER DAN JARINGAN
Sistem Pendulum Inersial
Gerak dalam kerangka acuan inersia sama dengan gerak tanah ditambah simpangan massa m relatif terhadap keadaan setimbang 𝑦(𝑡) atau dapat ditulis sebagai berikut :.
4.1) atau
- Noise Bumi
- Seismometer dan Seismograf
- Tipe-tipe Jaringan
- Jaringan Global
- Array
- Jaringan Regional
Contoh seismogram WWSSN, yang merupakan komponen vertikal periode panjang dari gempa bumi Samudera Hindia yang terekam pada jarak 36°. Rentang dinamis dan rentang frekuensi berbagai seismograf dapat dilihat pada Gambar 4.5. Instrumen respons domain frekuensi untuk beberapa seismometer. Broadband seismogram STS-2 di Slippery Rock Station pada 3 Juli 1995. a) Rekaman asli (b) Rekaman yang sama disaring untuk frekuensi rendah. melewati 0,03 Hz, menunjukkan sinyal teleseismik jangka panjang dari gempa Tonga.
Pada pertengahan abad ke-20, ISC telah menerima laporan waktu kedatangan gempa besar dari ratusan stasiun. Beberapa gempa besar tahun 1960-an, seperti gempa bumi Alaska tahun 1964, menjadi sumber yang baik untuk penyelidikan seismik. Pada tahun 1977, WWSSN menjadi bagian dari Global Digital Seismic Network (GDSN), yang merupakan jaringan seismometer pita lebar seperti gravimeter IDA.
Beberapa stasiun ini memasang akselerometer dan seismometer pita lebar yang akan mendeteksi gerakan kuat di dekat sumber gempa seperti yang dipersyaratkan oleh teknik.
SEISMOGRAM
Sinyal Seismik
Fasa-fasa Gelombang Seismik dari Suatu Gempa
- Fasa-fasa dalam Kerak Bumi
- Fasa-fasa dalam Bumi Global
- Tatanama Gelombang Permukaan
Fase-fase tersebut merupakan gelombang yang merambat di kerak bumi yang tebalnya sekitar 6 km di bawah laut dan 30-50 km di benua. Gelombang P yang dipantulkan kembali ke kerak bumi disebut 𝑃𝑔 (Gambar 5.4), sedangkan sinar yang dipantulkan kembali atau ke atas. Penamaan fase-fase ini ditentukan oleh geometri pancaran pada model Bumi bulat yang terdiri dari lapisan-lapisan utama, yaitu mantel, inti luar cair, dan inti dalam padat.
Gempa bumi yang dalam menghasilkan fase yang memantulkan permukaan bumi dan disebut fase dalam. Snapshot menunjukkan fase gelombang difraksi Pdiff, pPdiff dan spdiff dan fase inti. Semua fase gelombang tubuh dapat dihitung menggunakan model kecepatan 1D, yang menghasilkan kurva waktu tempuh, contohnya ditunjukkan pada Gambar 5.12.
Penamaan fase gelombang ini lebih sederhana dibandingkan dengan penamaan gelombang tubuh karena merambat di permukaan bumi.
LOKASI GEMPA BUMI
- Episenter
- Penentuan Hiposenter 1. Metode Klasik (D k )
- Metode Locus (D L )
- Konstanta Omori Kasus 4 stasiun
- Metode Wadati
- Penentuan Episenter 1. Kasus Dua Stasiun
- Kasus Tiga Stasiun
- Kasus Gelombang P
- Penentuan Kedalaman (h) 1. Metode Ques Vain
- Metode Stereometri
- Metode Bola
Waktu terjadinya gempa bumi (Origin Time) adalah waktu terjadinya tegangan yang terakumulasi akibat penjalaran gelombang. Untuk menentukan lokasi sumber gempa, diperlukan data tentang waktu tiba gelombang Primer (P) dan paling tidak ada tiga arah parsial, yaitu arah kedalaman atau komponen Z, dari timur ke barat dan dari utara ke selatan. . Informasi seismik tersebut kemudian diolah dan dianalisis untuk menemukan parameter gempa seperti: waktu gempa, letak pusat gempa, kedalaman sumber gempa, kekuatan gempa dan intensitas gempa.
Yang dipelajari pada bab ini adalah penentuan pusat gempa dan hiposenter dengan metode Circle, baik untuk dua stasiun maupun untuk tiga stasiun, dan metode Sphere. Buat lingkaran (Gambar 6.3) dengan posisi tengah masing-masing stasiun pengamatan berjari-jari D (DK, DL, DW). Buat lingkaran (Gambar 6.4) yang berpusat di setiap posisi stasiun berjari-jari D (DK, DL, DW).
Kemudian buatlah lingkaran I dengan stasiun pusat-1 (S1) dan jari-jari r1, lingkaran II dengan stasiun pusat-2 (S2) dan jari-jari r2.
UKURAN KEKUATAN
Magnitudo
- Magnitudo Lokal (M L )
- Magnitudo Gelombang Badan (m b )
- Saturasi Magnitudo
- Hubungan Antar Magnitudo
𝑇+ 𝐹(∆, ℎ) + 𝐶𝑆+ 𝐶𝑅 (7.1), dengan M adalah magnitudo, A adalah amplitudo gerakan tanah (dalam mikron), T adalah periode gelombang, Δ adalah jarak pusat gempa, h adalah kedalaman gempa , 𝐶𝑆 adalah koreksi stasiun untuk struktur lokal (sama dengan nol untuk kondisi tertentu) dan 𝐶𝑅 adalah koreksi regional yang berbeda untuk setiap zona seismik. Oleh karena itu, kita dapat mengatakan bahwa koreksi regional dan kedalaman fokus adalah konstan dan persamaan 7.3 merupakan turunan dari persamaan 7.1. Formulasi dalam Persamaan 7.3, yang mencakup koreksi untuk penurunan amplitudo gelombang, hanya berlaku di California selatan.
Besaran body wave adalah besarnya gempa yang diperoleh berdasarkan amplitudo body wave (P atau S) yang dilambangkan dengan mb. Gempa bumi yang dalam tidak menghasilkan gelombang permukaan dengan amplitudo besar, sehingga tidak ada koreksi yang sesuai untuk kedalaman sumber. Spektrum untuk kekuatan gempa yang berbeda dan hubungan frekuensi dimana 𝑀𝑆 dan 𝑚𝑏 didefinisikan (Stein dan Wysession, 2003).
Sebagai contoh, untuk menentukan 𝑚𝑏, kita boleh menggunakan amplitud gelombang badan (P atau S) mana-mana fasa seperti P, S, PP, SS, pP, sS (terdapat dalam seismogram).
Energi Gempa Bumi
Oleh karena itu, dapat dipahami bahwa besaran yang ditentukan oleh lembaga yang berbeda akan berbeda-beda. Peningkatan ukuran gempa sebesar 1 skala Richter akan dikaitkan dengan peningkatan amplitudo di suatu tempat sebesar 10 kali lipat dan peningkatan energi sebesar 25 hingga 30 kali lipat. Untuk mendapatkan gambaran berapa banyak energi yang dilepaskan dalam suatu gempa, kita dapat menggunakan persamaan 7.7 dan 7.8.
Intensitas Gempa Bumi dan Penentuannya 1. Intensitas Gempa Bumi
- Skala Intensitas Gempa Bumi
Hasil pengukuran meteran gempa ini dapat dengan cepat menentukan seberapa kuat gempa dan jarak antara lokasi pengamat dengan sumber gempa. Skala intensitas gempa tidak hanya skala Richter, tetapi juga skala Mercalli dan skala Omori. Richter menyusun skala gempa berdasarkan skala magnitudo (ukuran besar kecilnya gempa) dengan menggunakan klasifikasi angka 0 sampai dengan 8.
Sampai saat ini masyarakat belum dapat memprediksi gempa bumi secara akurat, meskipun para ahli telah dapat menentukan wilayah gempa, namun memprediksi terjadinya gempa, letak pusat gempa dan besarnya belum terpecahkan. Skala Mercalli dibagi menjadi 12 fraksi (Tabel 7.3) berdasarkan informasi dari korban gempa dan juga dengan melihat dan membandingkan tingkat kerusakan akibat gempa. Oleh karena itu, penggunaan skala Richter saat ini semakin meluas untuk mengukur kekuatan gempa.
Namun skala Mercalli yang dimodifikasi, yang dikembangkan pada tahun 1931 oleh seismolog Harry Wood dan Frank Neumann, masih sering digunakan, terutama ketika belum ada peralatan seismometer yang dapat mengukur kekuatan gempa di tempat kejadian.
MEKANISME SUMBER
GEMPA BUMI
- Geometri Sesar
- First Motion atau Polarisasi Gelombang Badan
- Representasi Bidang Sesar pada Stereonet
- Prosedur Pembuatan Solusi Bidang Sesar dari Polarisasi Gelombang Badan
Memplot bidang yang tegak lurus terhadap bidang yang diketahui dapat dilakukan dengan memutar stereo grid sehingga garis dari bidang yang diketahui terletak di median dengan garis N00E, kemudian menentukan titik di ekuator yang berjarak 900 dari perpotongan garis tersebut dengan ekuator (Gbr. 8.10). Semua bidang yang tegak lurus terhadap bidang di atas akan diwakili oleh garis-garis dengan bantalan dan azimuth tertentu yang harus melewati titik-titik kutub. Merencanakan garis sinar dengan sudut awal dan azimuth tertentu pada stereo grid dapat dilakukan seperti pada Gambar 8.11.
Kesalahan dari berbagai jenis akan muncul di stereonet dari model yang berbeda (Gambar 8.12). Mekanisme pada Gambar 8.13 berada pada bidang sesar dengan strike N00E dan dip 450, namun dengan perubahan slip dari strike-up murni, kemudian strike-slip murni menjadi sesar normal murni. Untuk membagi dua sudut antara dua bidang nodal dalam stereonet, hubungkan dua titik kutub dengan garis median tertentu dan tentukan titik tengah antara kutub (Gbr. 8.14).
Mekanisme fokus untuk bidang sesar dengan arah sambaran yang sama N00E dengan variasi slip (Stein dan Wysession, 2003).
