120791911 Tinjauan Pustaka Gempabumi Tektonik
Post on 29-Nov-2015
38 Views
Preview:
Transcript
BAB III
TINJAUAN PUSTAKA
3.1 Struktur Dalam Bumi
Bumi memiliki bentuk bulat seperti bola, namun rata di kutub-kutubnya.
Jari-jari Khatulistiwa = 6.378 km, jari-jari kutub= 6.356 km. Lebih dari 70 %
permukaan bumi diliputi oleh lautan dan sisaya adalah daratan. Bumi memiliki
struktur dalam yang hampir sama dengan telur. Kuning telurnya adalah inti,putih
telurnya adalah selubung, dan cangkang telurnya adalah kerak.
Gambar 3.1 Lapisan penyusun bumi
Berdasarkan penyusunnya lapisan bumi terbagi atas litosfer, astenosfer,
dan mesosfer. Litosfer adalah lapisan paling luar bumi (tebal kira-kira 100 km)
dan terdiri dari kerak bumi dan bagian atas selubung. Litosfer memiliki
kemampuan menahan beban permukaan yang luas misalkan gunungapi. Litosfer
bersuhu dingin dan kaku. Di bawah litosfer pada kedalaman kira-kira 700 km
terdapat astenosfer. Astenosfer hampir berada dalam titik leburnya dan karena itu
bersifat seperti fluida. Astenosfer mengalir akibat tekanan yang terjadi sepanjang
waktu. Lapisan berikutnya mesosfer. Mesosfer lebih kaku dibandingkan
astenosfer namun lebih kental dibandingkan litosfer. Mesosfer terdiri dari
sebagian besar lapisan selubung hingga inti bumi.
(http://esdm.go.id/publikasi/lainlain/ 488-pengenalan-gempabumi.html )
Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 11
3.2 Teori Lempeng Tektonik
Indonesia terletak pada jalur pusat gempa. Gempabumi global circum-
Pacific, terletak di antara dua samudra, dua benua dan tiga lempeng tektonik
mega. Hal inilah yang menyebabkan beberapa daerah di Indonesia sering terjadi
gempabumi dengan intensitas dan kekuatan gempa mulai dari skala terkecil
sampai skala terbesar, terutama di Sumatra, Selatan Jawa, Nusa Tenggara,
Sulawesi dan Irian Jaya.
Gempa-gempa yang terjadi merupakan implikasi geodinamik dari
deformasi aktif di sekitar sunda (Java)trench. Panjang Java trench sekitar 5600
km, terhitung mulai dari pulau Andaman-Nicobar sampai kepulauan Nusa
Tenggara barat. Busur Java trench merupakan hasil tumbukan antara lempeng
lautan, yaitu lempeng India-Australia yang bergerak sekitar 7 cm/tahun ke arah
utara, dengan lempeng Euroasia. Interaksi lempeng-lempeng yang terjadi di
selatan busur Java trench menciptakan palung Jawa. Sebagian gempabumi utama
di Nusa Tenggara diikuti oleh aftershoc-nya. Hasil analisis perubahan tekanan
coulomb dapat digunakanmemprediksi tempat aftershoc dan magnitudenya.
Di Indonesia gempabumi yang sering menimbulkan kerugian dan korban
adalah gempabumi tektonik. Gempabumi tektonik disebabkan oleh pergeseran
lempeng-lempeng tektonik. Menurut teori Lempeng Tektonik, lapisan terluar
bumi kita terbuat dari suatu lempengan tipis dan keras yang masing-masing saling
bergerak relatif terhadap yang lain. Gerakan ini terjadi secara terus-menerus sejak
bumi ini tercipta hingga sekarang. Teori Lempeng Tektonik muncul sejak tahun
1960-an, dan hingga kini teori ini telah berhasil menjelaskan berbagai peristiwa
geologis, seperti gempa bumi, tsunami, dan meletusnya gunung berapi, juga
tentang bagaimana terbentuknya gunung, benua, dan samudra.
Lempeng tektonik terbentuk oleh kerak benua (continental crust) ataupun
kerak samudra (oceanic crust), dan lapisan batuan teratas dari mantel bumi (earth
mantle). Kerak benua dan kerak samudra, beserta lapisan teratas mantel ini
dinamakan litosfer. Kepadatan material pada kerak samudra lebih tinggi
dibanding kepadatan pada kerak benua. Demikian pula, elemen-elemen zat pada
Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 12
kerak samudra (mafik) lebih berat dibanding elemen-elemen pada kerak benua
(felsik).
Di bawah litosfer terdapat lapisan batuan cair yang dinamakan astenosfer.
Karena suhu dan tekanan di lapisan astenosfer ini sangat tinggi, batu-batuan di
lapisan ini bergerak mengalir seperti cairan (fluid). Litosfer terpecah ke dalam
beberapa lempeng tektonik yang saling bersinggungan satu dengan lainnya.
Berikut adalah nama-nama lempeng tektonik yang ada di bumi. Antara lain adalah
Pasifik, Amerika Utara, Eurasia, Afrika, Antartika, Indo-Australia, Amerika
Selatan, India, Arab, Philipina, Fiji, juan de Fuka, Karibia, Kokos, Nazka dan
Skotia. Untuk lokasinya bisa dilihat pada Peta Tektonik.
Gambar 3.2 Peta tektonik dunia
Apabila dua buah lempeng bertemu pada suatu sesar, maka keduanya akan
saling bergerak mendekati, menjauhi atau saling bergeser. Gerakan ini sangat
lambat dan tidak dapat dirasakan manusia tetapi pergeserannya sebesar 0-15 cm
pertahun. Gerakan lempeng ini kadang-kadang macet dan saling mengunci
sehingga terjadi pengumpulan energi yang berlangsung terus sampai kulit pada
lempeng tektonik tidak kuat lagi menahan gerakan tersebut sehingga terjadi
pelepasan mendadak yang disebut dengan gempa bumi.
(http://disaster.elvini.net/tectonic.cgi)
Gempabumi terjadi di sepanjang batas atau berasosiasi dengan batas
pertemuan lempeng tektonik. Pada kenyataannya pergerakan relatif dari lempeng
berjalan sangat lambat, hampir sama dengan kecepatan pertumbuhan kuku
Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 13
manusia (0-20 cm pertahun). Hal ini menimbulkan adanya friksi pada pertemuan
lempeng, yang mengakibatkan energi terakumulasi sebelum terjadinya gempa
bumi. Kekuatan gempa bumi bervariasi dari tempat ke tempat sejalan dengan
perubahan waktu.
Antara kedua lempeng tektonik dapat dibedakan atas tiga bentuk utama,
konvergen, divergen, dan sesar mendatar. Bentuk yang lainnya merupakan
kombinasi dari tiga bentuk batas lempeng ini. Pada bentuk konvergen lempeng
yang satu relatif bergerak menyusup di bawah lempeng yang lain. Zona tumbukan
ini diindikasikan dengan adanya palung laut (trench), dan sering disebut juga
dengan zona subduksi atau zona Wadati-Benioff. Zona penunjaman ini menyusup
sampai kedalaman 700 km dibawah permukaan bumi di lapisan astenosfir. Bentuk
konvergen berasosiasi terhadap sumber gempa dalam dan juga gunung api.
Sedang pada tipe jenis sesar mendatar kedua lempeng saling bergerak mendatar.
Sketsa jenis pertemuan lempeng tektonik dapat dilihat pada gambar berikut.
Gambar 3.3 Sketsa jenis pertemuan lempeng tektonik
Akibat pergerakan lempeng tektonik, maka di sekitar perbatasan lempeng
akan terjadi akumulasi energi yang disebabkan baik karena tekanan, regangan
ataupun gesekan. Energi yang terakumulasi ini jika melewati batas kemampuan
atau ketahanan batuan akan menyebabkan patahnya lapisan batuan tersebut.
Jadi gempa bumi tidak lain merupakan manifestasi dari getaran lapisan
batuan yang patah yang energinya menjalar melalui badan dan permukaan bumi
Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 14
berupa gelombang seismik. Energi yang dilepaskan pada saat terjadinya patahan
tersebut dapat berupa energi deformasi, energi gelombang dan lain-lain.
Pusat patahan didalam bumi dimana gempabumi terjadi disebut fokus atau
hiposenter, sedang proyeksi fokus yang berada di permukaan bumi disebut
episenter. Gempabumi selain terjadi pada perbatasan lempeng juga terjadi pada
patahan-patahan lokal yang pada dasarnya merupakan akibat dari pergerakan
lempeng juga.
Di Indonesia gempabumi interplate banyak terjadi di laut dengan
kedalaman dangkal dan yang terjadi di daratan kedalaman fokusnya menengah
sampai dalam dan bisa mencapai kedalaman 700 km. Sedangkan gempabumi
intraplate di Indonesia mempunyai kedalaman sumber gempa relatif dangkal dan
bisa terjadi di darat dan laut.
Gempabumi yang besar selalu menimbulkan deretan gempa susulan yang
biasa disebut dengan aftershocks. Kekuatan aftershock selalu lebih kecil dari
gempa utama dan waktu berhentinya aftershock bisa mencapai mingguan sampai
bulanan tergantung letak, jenis dan besarnya magnitude gempa utama.(Benjamin,
1959)
Gambar 3.4 Pergerakan lempeng di sekitar Indonesia
Berdasarkan arah pergerakannya, perbatasan antara lempeng tektonik
yang satu dengan lainnya (plate boundaries) terbagi dalam 3 jenis, yaitu divergen,
konvergen, dan transform. Selain itu ada jenis lain yang cukup kompleks namun
jarang, yaitu pertemuan simpang tiga (triple junction) dimana tiga lempeng kerak
bertemu.
Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 15
1. Batas Divergen
Terjadi pada dua lempeng tektonik yang bergerak saling memberai
(break apart). Ketika sebuah lempeng tektonik pecah, lapisan litosfer
menipis dan terbelah, membentuk batas divergen.
Gambar 3.5 Batas Divergen
Pada lempeng samudra, proses ini menyebabkan pemekaran dasar
laut (seafloor spreading). Sedangkan pada lempeng benua, proses ini
menyebabkan terbentuknya lembah retakan (rift valley) akibat adanya
celah antara kedua lempeng yang saling menjauh tersebut.
Pematang Tengah-Atlantik (Mid-Atlantic Ridge) adalah salah satu
contoh divergensi yang paling terkenal, membujur dari utara ke selatan di
sepanjang Samudra Atlantik, membatasi Benua Eropa dan Afrika dengan
Benua Amerika.
2. Batas Konvergen
Terjadi apabila dua lempeng tektonik tertelan (consumed) ke arah
kerak bumi, yang mengakibatkan keduanya bergerak saling menumpu satu
sama lain (one slip beneath another).
Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 16
Gambar 3.6 Batas Konvergen
Wilayah dimana suatu lempeng samudra terdorong ke bawah
lempeng benua atau lempeng samudra lain disebut dengan zona tunjaman
(subduction zones). Di zona tunjaman inilah sering terjadi gempa.
Pematang gunung-api (volcanic ridges) dan parit samudra (oceanic
trenches) juga terbentuk di wilayah ini.
Batas konvergen ada 3 macam, yaitu 1) antara lempeng benua
dengan lempeng samudra, 2) antara dua lempeng samudra, dan 3) antara
dua lempeng benua.
a. Konvergen lempeng benua-samudra (Oceanic-Continental)
Gambar 3.7 Konvergen lempeng benua-samudra
Ketika suatu lempeng samudra menunjam ke bawah lempeng
benua, lempeng ini masuk ke lapisan astenosfer yang suhunya lebih tinggi,
kemudian meleleh. Pada lapisan litosfer tepat di atasnya, terbentuklah
deretan gunung berapi (volcanic mountain range). Sementara di dasar laut
tepat di bagian terjadi penunjaman, terbentuklah parit samudra (oceanic
trench).Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 17
Pegunungan Andes di Amerika Selatan adalah salah satu
pegunungan yang terbentuk dari proses ini. Pegunungan ini terbentuk dari
konvergensi antara Lempeng Nazka dan Lempeng Amerika Selatan.
b. Konvergen lempeng samudra-samudra (Oceanic-Oceanic)
Gambar 3.8 Konvergen lempeng samudra-samudra
Salah satu lempeng samudra menunjam ke bawah lempeng
samudra lainnya, menyebabkan terbentuknya parit di dasar laut, dan
deretan gunung berapi yang pararel terhadap parit tersebut, juga di dasar
laut. Puncak sebagian gunung berapi ini ada yang timbul sampai ke
permukaan, membentuk gugusan pulau vulkanik (volcanic island chain).
Pulau Aleutian di Alaska adalah salah satu contoh pulau vulkanik
dari proses ini. Pulau ini terbentuk dari konvergensi antara Lempeng
Pasifik dan Lempeng Amerika Utara.
c. Konvergen lempeng benua-benua (Continental-Continental)
Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 18
Gambar 3.9 Konvergen lempeng benua-benua
Salah satu lempeng benua menunjam ke bawah lempeng benua
lainnya. Karena keduanya adalah lempeng benua, materialnya tidak terlalu
padat dan tidak cukup berat untuk tenggelam masuk ke astenosfer dan
meleleh. Wilayah di bagian yang bertumbukan mengeras dan menebal,
membentuk deretan pegunungan non vulkanik (mountain range).
Pegunungan Himalaya dan Plato Tibet adalah salah satu contoh
pegunungan yang terbentuk dari proses ini. Pegunungan ini terbentuk dari
konvergensi antara Lempeng India dan Lempeng Eurasia.
3. Batas Transform
Terjadi bila dua lempeng tektonik bergerak saling menggelangsar
(slide each other), yaitu bergerak sejajar namun berlawanan arah.
Keduanya tidak saling memberai maupun saling menumpu. Batas
transform ini juga dikenal sebagai sesar ubahan-bentuk (transform fault).
Gambar 3.10 Batas Transform
Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 19
(http://esverry.blogspot.com/2009/11/tektonik-lempeng.html)
3.3 Sesar
Sesar atau fault adalah retakan pada batuan yang menunjukan
adanya pergerakan relatif. Sesar mayor yang terjadi pada kerak bumi
adalah hasil dari shear motion dan zona sesar aktif merupakan zona yang
rawan akan gempa bumi. Gempa bumi disebabkan oleh energi selama
terjadinya pergeseran yang cepat sepanjang bidang sesar. Apabila sesar
terjadi di laut maka akan berpotensi terjadinya Tsunami. Ada beberapa tipe
sesar, diantaranya :
• Sesar Normal
• Sesar Naik (thrust fault)
• Sesar geser (strike-slip or transform, or wrench fault)
(http://www.wikipedia.com/sesar)
Sesar (fault) adalah celah pada kerak bumi yang berada di perbatasan
antara dua lempeng tektonik. Gempa sangat dipengaruhi oleh pergerakan batuan
dan lempeng pada sesar ini. Bila batuan yang menumpu merosot ke bawah akibat
batuan penumpu di kedua sisinya bergerak saling menjauh, sesarnya dinamakan
sesar normal (normal fault). Bila batuan yang menumpu terangkat ke atas akibat
batuan penumpu di kedua sisinya bergerak saling mendorong, sesarnya
dinamakan sesar terbalik (reverse fault). Bila kedua batuan pada sesar bergerak
saling menggelangsar, sesarnya dinamakan sesar geseran-jurus (strike-slip fault).
Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 20
Gambar 3.11 Sesar
Sesar normal dan sesar terbalik, keduanya menghasilkan
perpindahan vertikal (vertical displacement), sedangkan sesar geseran-
jurus menghasilkan perpindahan horizontal (horizontal displacement)
(http://images.google.co.id/imgres?
imgurl=http://disaster.elvini.net/earthquake/earthquake.gif&imgrefurl=http
://disaster.elvini.net/earthquake.)
3.4 Macam-macam Gempabumi
Gempabumi adalah hentakan atau gerakan tanah tiba-tiba akibat pelepasan
energi yang terakumulasi atau tersimpan dalam bentuk gelombang seismik. Pada
tahun 1978 di Jerman, R.Hoernes mengemukakan pembagian macam-macam
gempabumi yang sampai sekarang masih tetap berlaku yaitu :
1. Gempabumi Tektonik
Gempabumi ini terjadi akibat adanya pergeseran-pergeseran atau patahan
dari lapisan batuan secara tiba-tiba di dalam bumi. Menurut penyelidikan 90%
dari jumlah gempabumi yang ada di dunia akibat dari gempabumi tektonik.
Gempabumi tektonik yang kuat sering mengakibatkan kerusakan fisik diatas kulit
bumi. Getaran gempabumi yang kuat mampu menjalar keseluruh bagian bumi dan
dapat tercatat oleh Seismograf di seluruh dunia.
2. Gempabumi Vulkanik atau Gempabumi Gunung Api
Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 21
Gempabumi ini terjadi akibat adanya aktivitas magma gas di dalam dapur
magma (batholite), dan jika gejala vulkanis tersebut meningkat maka dapat
menyebabkan timbulnya ledakan yang juga diikuti dengan gempabumi.
Gempabumi ini hanya dirasakan pada daerah sekitar gunung berapi itu saja.
3. Gempa Runtuhan atau Tanah Longsor
Gempabumi ini terjadi karena adanya pergerakan permukaan tanah
(longsor), gua runtuh dan lain sebagainya yang menimbulkan getaran-getaran.
Pada umumnya terjadi pada daerah-daerah dimana terdapat runtuhan-runtuhan di
dalam tanah, misalnya di daerah kapur atau daerah pertambangan. Seperti yang
diketahui, batuan kapur mudah larut dalam air sehingga akan terjadi rongga-
rongga (gua) di dalam tanah yang menyebabkan runtuhnya bagian atas dari gua
ini, juga di daerah-daerah dimana terdapat endapan garam, gejala ini terjadi
karena sifat garam yang mudah larut.
Ada juga jenis gempa yang lain, namun sangat jarang terjadi diantaranya :
1. Gempa karena Tumbukan Meteor.
2. Gempa Buatan, misalnya karena ledakan dinamit atau nuklir.
( http://images.google.co.id/imgres?imgurl=http://bp3.blogger.com )
Berdasarkan kekuatannya atau magnitude (M), gempabumi dapat dibedakan atas :
1. Gempabumi sangat besar dengan magnitude lebih besar dari 8 SR.
2. Gempabumi besar magnitude antara 7 hingga 8 SR.
3. Gempabumi merusak magnitude antara 5 hingga 6 SR.
4. Gempabumi sedang magnitude antara 4 hingga 5 SR.
5. Gempabumi kecil dengan magnitude antara 3 hingga 4 SR .
6. Gempabumi mikro magnitude antara 1 hingga 3 SR .
7. Gempabumi ultra mikro dengan magnitude lebih kecil dari 1 SR .
Berdasarkan kedalaman sumber (h), gempabumi digolongkan atas :
1. Gempabumi dalam h > 300 Km .
2. Gempabumi menengah 80 < h < 300 Km .
3. Gempabumi dangkal h < 80 Km .
Berdasarkan tipenya Mogi membedakan gempabumi atas:
Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 22
1. Type I : Pada tipe ini gempa bumi utama diikuti gempa susulan tanpa
didahului oleh gempa pendahuluan (fore shock).
2. Type II : Sebelum terjadi gempa bumi utama, diawali dengan adanya
gempa pendahuluan dan selanjutnya diikuti oleh gempa susulan yang
cukup banyak.
.3 Type III : Tidak terdapat gempa bumi utama. Magnitude dan jumlah
gempabumi yang terjadi besar pada periode awal dan berkurang pada
periode akhir dan biasanya dapat berlangsung cukup lama dan bisa
mencapai 3 bulan. Tipe gempa ini disebut tipe swarm dan biasanya terjadi
pada daerah vulkanik seperti gempa gunung Lawu pada tahun 1979.
( Ibrahim, 2005)
3.5 Proses Terjadinya Gempa Bumi
Kepulauan Indonesia terletak pada pertemuan 3 lempeng utama dunia
yaitu lempeng Australia, Eurasia, dan Pasifik. Lempeng Eurasia dan Australia
bertumbukan di lepas pantai barat Pulau
Pada umumnya lempeng samudra akan menyusup ke bawah lempeng
benua, hal ini disebabkan lempeng samudra mempunyai densitas yang lebih besar
dibandingkan dengan lempeng benua. Apabila tegangan tersebut telah sedemikian
besar sehingga melampaui kekuatan kulit bumi, maka akan terjadi patahan pada
kulit bumi tersebut di daerah terlemah. Kulit bumi yang patah tersebut akan
melepaskan energi atau tegangan sebagian atau seluruhnya untuk kembali ke
keadaan semula. Peristiwa pelepasan energi ini disebut gempabumi.
(http://earthquake.usgs.gov/image_glossary/index.html)
3.6 Penyebaran Gempa Bumi
Gempa bumi biasanya terjadi pada jalur – jalur utama gempa, secara garis
besar dikelompokan menjadi 3 yaitu :
1. Jalur utama gempa bumi Circum Pacifik : Jalur ini dimulai dari Cardilleras de
Los Andes (Chili, Equador, Carbia) Amerika tengah, Mexico, California
British, Colombia, Alaska, Aleution Island, jepang, Taiwan, Filipina,
Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 23
Indonesia (Sulawesi Utara, Irian Jaya), Melanesia, Polynesia dan berakhir di
New Zeland.
2. Jalur utama gempa bumi Trans Asiatic : Jalur ini dimulai dari Azores,
Mediteran (Maroko, Portugal, Itali, Balkan, Rumania) Turki, Caucacus, Irak,
Iran, Argentina, Himalaya, Burma, Indonesia (Sumatra, Jawa, Nusa Tenggara,
Maluku, Banda).
3. Jalur Utama gempa bumi Mid Atlantik : Jalur ini mengikuti Mid Atlantik
Ridge yaitu Split Berger dan Atlantik Selatan.
Gambar 3.12 Jalur gempa bumi di dunia
Sebagian besar gempa bumi tektonik yang terjadi di bumi ini tergabung
dalam jalur Circum Pacifik, oleh karena itu di Indonesia frekuensi gempa bumi
yang tergabung dalam jalur tersebut lebih besar daripada gempa bumi yang terjadi
sepanjang Sumatra – Jawa – Nusa Tenggara yang tergabung dalam jalur Trans
Asiatic. Beruntung sekali bahwa daerah – daerah gempa bumi di Indonesia yang
tergabung dalam jalur Circum Pasifik ini sebagian besar terdiri atas lautan,
ataupun setidak – tidaknya terdiri atas pulau – pulau yang umumnya tidak padat
penduduk atau bangunannya. Sehingga bencana dan kerusakan bangunan akibat
gempa bumi didaerah ini relatif kecil, apabila dibandingkan dengan frekuensi
gempa yang begitu tinggi pada jalur Circum Pacifik ini. Dilain pihak walaupun
gempa bumi yang termasuk dalam jalur Trans Asiatik mempunyai frekuensi yang
lebih kecil, akan tetapi untuk Indonesia daerah – daerah yang dilewati jalur ini
merupakan daerah yang padat penduduk dan bangunannya, seperti pulau Jawa dan
Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 24
Sumatra, sehingga daerah ini tercatat lebih sering terjadi bencana gempa bumi.
(Ismail, 1989)
Menurut data – data yang ada hampir 70% dari gempa bumi tektonik yang
terjadi di bumi ini tergabung dalam jalur Circum Pacifik, oleh karenanya juga di
Indonesia frekuensi gempa bumi yang tergabung dalam jalur tersebut lebih besar
dari pada gempa bumi yang terjadi sepanjang Sumatra – Jawa – Nusa Tenggara
yang tergabung dalam jalur Trans Asiatic. Beruntung sekali bahwa daerah –
daerah gempa bumi di Indonesia yang tergabung dalam jalur Circum Pasifik ini
sebagian besar terdiri atas lautan, ataupun setidak – tidaknya terdiri atas pulau –
pulau yang umumnya tidak padat penduduk atau bangunannya. Sehingga bencana
dan kerusakan bangunan akibat gempa bumi didaerah ini relatif kecil, apabila
dibandingkan dengan frekuensi gempa yang begitu tinggi pada jalur Circum
Pacifik ini. Dilain pihak walaupun gempa bumi yang termasuk dalam jalur Trans
Asiatik mempunyai frekuensi yang lebih kecil, akan tetapi untuk Indonesia
daerah-daerah yang dilewati jalur ini merupakan daerah yang padat penduduk dan
bangunannya, seperti pulau Jawa dan Sumatra, sehingga daerah ini tercatat lebih
sering terjadi bencana gempa bumi. (Ismail, 1989)
3.7 Gelombang Seismik
Gelombang seismik adalah gelombang mekanis yang muncul akibat
adanya gempa bumi. Sedangkan gelombang secara umum adalah fenomena
perambatan gangguan dalam medium sekitarnya. Gangguan ini mula-mula terjadi
secara lokal yang menyebabkan terjadinya osilasi (pergeseran) kedudukan
partikel-partikel medium, osilasi tekanan maupun osilasi rapat massa. Karena
gangguan merambat dari suatu tempat ke tempat lain, berarti ada transportasi
energi.
Gelombang seismik disebut juga gelombang elastik karena osilasi partikel-
partikel medium terjadi akibat interaksi antara gaya gangguan (gradien stress)
malawan gaya-gaya elastik. Dari interaksi ini muncul gelombang longitudinal,
gelombang transversal dan kombinasi diantara keduanya. Apabila medium hanya
Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 25
memunculkan gelombang longitudinal saja (misalnya di dalam fluida) maka
dalam kondisi ini gelombang seismik sering dianggap sabagai gelombang akustik.
Penyelidikan seismik dilakukan dengan cara membuat getaran dari suatu
sumber getar. Getaran tersebut akan merambat ke segala arah di bawah
permukaan sebagai gelombang getar. Gelombang yang datang mengenai lapisan-
lapisan batuan akan mengalami pemantulan, pembiasan, dan penyerapan. Respon
batuan terhadap gelombang yang datang akan berbeda-beda tergantung sifat fisik
batuan yang meliputi densitas, porositas, umur batuan, kepadatan, dan kedalama
batuan. Galombang yang dipantulkan akan ditangkap oleh geophone di
permukaan dan diteruskan ke instrument untuk direkam. Hasil rekaman akan
mendapatkan penampang seismik.
(http://duniaseismik.blogspot.com/2008/06/konsep-gelombang-seismik.html)
Secara garis besar gelombang seismik dibagi menjadi dua macam, yaitu:
1. Gelombang Badan (Body Wave)
Gelombang badan adalah gelolombang yang merambat melalui interior
bumi (di dalam bumi). Berdasarkan cara perambatannya gelombang ini terdiri dari
dua tipe, yaitu :
a.Gelombang P
Gelombang P adalah gelombang yang bersifat kompresi karena pada
umumnya energi lebih banyak ditransper dalam bentuk gelombang kompresip,
dan merupakan gelombang longitudinal dimana arah pergerakan partikel yang
dilewati bergerak searah dengan arah rambat gelombang atau arah getarannya
kedepan dan kebelakang. Gelombang ini menginduksi gerakan partikel medium
dalam arah penjalaran gelombang. Gelombang P dapat dicirikan sebagai
gelombang yang mempunyai waktu tiba paling awal jika tercatat pada
seismogram sehingga pada seismograf merekam gelombang P sebagai gelombang
seismik pertama yang dicatat. Gelombang ini tidak dapat merambat pada medium
padat dan cair, kecepatannya berkisar antara 8,5 km/sekon (dilapisan dalam)
sampai 6 km/sekon (dikerak bumi). Persamaan kecepatan gelombang P adalah
sebagai berikut:
Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 26
ρµκ
ρµλα 3/42 +
=+== sVp
Dimana :
- κs adalah modulus bulk medium yang dilewati gelombang seismik
- μ adalah modulus geser medium yang dilewati gelombang seismik
- ρ adalah densitas medium yang dilewati gelombang seismik.
Gambar 3.13 Gelombang primer (P)
b. Gelombang S
Gelombang S adalah gelombang transversal dimana arah pergerakan
partikelnya tegak lurus terhadap arah penjalaran gelombangnya sehingga
gelombang S dibagi menjadi gelombang S vertikal dan gelombang S horisontal.
Gelombang S dapat merambat pada semua jenis medium, tetapi kecepatannya
lebih rendah dibandingkan gelombang P yaitu sekitar 2/3 kecepatan gelombang P
atau 4 sampai 6 Km/sekon sehingga pada seismogeram gelombang S merupakan
gelombang yang tiba setelah gelombang P. Berikut adalah persamaan gelombang
S :
ρµβ == Vs
Dimana :
- μ adalah modulus geser medium yang dilewati gelombang seismik
- ρ adalah densitas medium yang dilewati gelombang seismik
Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 27
Gambar 3.14 Gelombang Sekunder (S)
Baik gelombang P maupun gelombang S dapat membantu ahli seismologi untuk
mencari letak hiposenter dan episenter gempa. Saat kedua gelombang ini berjalan
di dalam dan permukaan bumi, keduanya mengalami pemantulan (reflection) dan
pembiasan (refraction) atau membelok, persis seperti sebuah cahaya yang seolah
membelok saat menembus kaca bening. Para ahli seismologi memeriksa
pembelokan ini untuk menentukan darimana suatu gempa berasal.
2. Gelombang Permukaan (Surface Wave)
Gelombang permukaan merupakan gelombang kompleks dengan frekuensi
rendah dan amplitudo besar yang menjalar pada free surface media elastik semi
infinite, kecepatannya 500 sampai 600 m/s.Gelombang ini terdiri dari beberapa
tipe yaitu:
a. Gelombang rayleigh (R) merupakan gelombang permukaan yang gerakan
partikel mediumnnya merupakan kombinasi gerakan partikel median yang
disebabkan oleh gelombang P dan gelombang S.
Gambar 3.15 Gelombang rayleigh (R)
Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 28
b. Gelombang love merupakan gelombang permukaan yang menjalar dalam
bentuk gelombang transversal. Gerakan partikel akibat penjalaran
gelombang love sama atau mirip dengan gelombang S. Kecepatan
penjalaran gelombang love tergantung dengan panjang gelombangnya dan
bervariasi sepanjang penjalarannya. Gelombang love lebih cepat dari pada
gelombang R sehingga lebih dahuhlu sampai dibanding gelombang R pada
suatu seismograf.
Gambar 3.16 Gelombang love
3.8 Parameter Gempa Bumi
Setiap kejadian gempabumi akan menghasilkan informasi seismik berupa
rekaman sinyal berbentuk gelombang yang setelah melalui proses manual atau
non manual akan menjadi data bacaan fase (phase reading data). Informasi
seismik selanjutnya mengalami proses pengumpulan, pengolahan dan analisis
sehingga menjadi parameter gempabumi (Ibrahim, 2005). Parameter gempabumi
tersebut meliputi Waktu kejadian gempabumi, Lokasi episenter, Kedalaman
sumber gempabumi, Kekuatan gempabumi, dan Intensitas gempabumi :
1. Waktu kejadian gempabumi (Origin Time)
Waktu kejadian gempabumi (Origin Time) adalah waktu terlepasnya
akumulasi tegangan (stress) yang berbentuk penjalaran gelombang gempabumi
dan dinyatakan dalam hari, tanggal, bulan, tahun, jam, menit, detik dalam satuan
UTC (Universal Time Coordinated).
2. Lokasi episenter
Episenter adalah titik di permukaan bumi yang merupakan refleksi tegak
lurus dari Hiposenter atau Fokus gempabumi. Lokasi Episenter dibuat dalam
Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 29
sistem koordinat kartesian bola bumi atau sistem koordinat geografis dan
dinyatakan dalam derajat lintang dan bujur.
3. Kedalaman sumber gempabumi (Depth)
Kedalaman sumber gempabumi adalah jarak hiposenter dihitung tegak
lurus dari permukaan bumi. Kedalaman dinyatakan oleh besaran jarak dalam
satuan kilometer. (Ibrahim, 2005)
4. Kekuatan gempabumi (Magnitude)
Kekuatan gempabumi atau Magnitude adalah ukuran kekuatan
gempabumi, menggambarkan besarnya energi yang terlepas pada saat gempabumi
terjadi dan merupakan hasil pengamatan Seismograf. Magnitude menggunakan
skala Richter (SR). Konsep Magnitude Gempabumi sebagai skala kekuatan relatif
hasil dari pengukuran fase amplitude dikemukakan pertama kali oleh K. Wadati
dan C. Richter sekitar tahun 1930. (Lay. T and Wallace. T.C,1995).
Kekuatan gempabumi dinyatakan dengan besaran Magnitude dalam skala
logaritma basis 10. Suatu harga Magnitude diperoleh sebagai hasil analisis tipe
gelombang seismik tertentu (berupa rekaman getaran tanah yang tercatat paling
besar) dengan memperhitungkan koreksi jarak stasiun pencatat ke episenter.
Dewasa ini terdapat empat jenis Magnitude yang umum digunakan yaitu :
Magnitude lokal, Magnitude bodi, Magnitude permukaan dan Magnitude momen.
1. Magnitude Lokal (ML)
Magnitude lokal (ML) pertama kali diperkenalkan oleh Richter di awal
tahun 1930-an dengan menggunakan data kejadian gempabumi di daerah
California yang direkam oleh Seismograf Woods-Anderson. Menurutnya dengan
mengetahui jarak episenter ke seismograf dan mengukur amplitude maksimum
dari sinyal yang tercatat di seismograf maka dapat dilakukan pendekatan untuk
mengetahui besarnya gempabumi yang terjadi.
Magnitude lokal mempunyai rumus empiris sebagai berikut :
ML = log a + 3 log ∆ - 2.92
Dengan
Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 30
a = amplitude getaran tanah (µm),
∆ = jarak Stasiun pencatat ke sumber gempabumi (km) dengan ∆ ≤ 600 km.
Saat ini penggunaan ML sangat jarang karena pemakaian seismograf Woods-
Anderson yang tidak umum. Selain itu penggunaan kejadian gempabumi yang
terbatas pada wilayah California dalam menurunkan persamaan empiris membuat
jenis magnitude ini paling tepat digunakan untuk daerah tersebut saja. Karena itu
dikembangkan jenis magnitude yang lebih tepat untuk penggunaan yang lebih luas
dan umum.
2. Magnitude Body (mb)
Terbatasnya penggunaan magnitude lokal untuk jarak tertentu membuat
dikembangkannya tipe magnitude yang bisa digunakan secara luas. Salah satunya
adalah mb atau magnitude body (Body-Wave Magnitude). Magnitude ini
didefinisikan berdasarkan catatan amplitude dari gelombang P yang menjalar
melalui bagian dalam bumi. Secara umum dirumuskan dengan persamaan :
mb = log ( a / T ) + Q ( h,∆ )
Dengan
a = amplitudo getaran (µm)
T = Periode getaran (detik) dan
Q ( h,∆ ) = koreksi jarak ∆ dan kedalaman h yang didapatkan dari pendekatan
empiris.
3. Magnitude Permukaan (Ms)
Selain Magnitude bodi dikembangkan pula Ms, Magnitude permukaan
(Surface-wave Magnitude). Magnitude tipe ini didapatkan sebagai hasil
pengukuran terhadap gelombang permukaan (surface waves). Untuk jarak ∆ > 600
km seismogram periode panjang (long-period seismogram) dari gempabumi
dangkal didominasi oleh gelombang permukaan. Gelombang ini biasanya
mempunyai periode sekitar 20 detik. Amplitude gelombang permukaan sangat
tergantung pada jarak ∆ dan kedalaman sumber gempa h. Gempabumi dalam tidak
Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 31
menghasilkan gelombang permukaan, karena itu persamaan Ms tidak memerlukan
koreksi kedalaman. Magnitude permukaan mempunyai bentuk rumus sbb:
Ms = log a + α log ∆ + β
Dengan a = amplitude maksimum dari pergeseran tanah horisontal pada periode
20 detik, ∆ = Jarak (km), α dan β adalah koefisien dan konstanta yang didapatkan
dengan pendekatan empiris. Persamaan ini digunakan hanya untuk gempa dengan
kedalaman sekitar 60 km. Hubungan antara Ms dan mb dapat dinyatakan dalam
persamaan :
mb = 2.5 + 0.63 Ms
atau Ms = 1.59 mb – 3.97
4. Magnitude Momen (Mw)
Kekuatan gempabumi sangat berkaitan dengan energi yang dilepaskan
oleh sumbernya. Pelepasan energi ini berbentuk gelombang yang menjalar ke
permukaan dan bagian dalam bumi. Dalam penjalarannya energi ini mengalami
pelemahan karena absorbsi dari batuan yang dilaluinya, sehingga energi yang
sampai ke stasiun pencatat kurang dapat menggambarkan energi gempabumi di
hiposenter.
Berdasarkan Teori Elastik Rebound diperkenalkan istilah momen seismik
(seismic moment). Momen seismik dapat diestimasi dari dimensi pergeseran
bidang sesar atau dari analisis karakteristik gelombang gempabumi yang direkam
di stasiun pencatat khususnya dengan seismograf periode bebas (broadband
seismograph).
Mo = µ D A
Dengan Mo = momen seismik, µ = rigiditas, D = pergeseran rata-rata bidang
sesar, A = area sesar.
Secara empiris hubungan antara momen seismik dan magnitude permukaan dapat
dirumuskan sebagai berikut:
log Mo = 1.5 Ms + 16.1
Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 32
Ms = magnitude permukaan (Skala Richter). Lay. T and Wallace. T. C, (1995)
memperkenalkan Magnitude momen (moment magnitude) yaitu suatu tipe
magnitude yang berkaitan dengan momen seismik namun tidak bergantung dari
besarnya magnitude permukaan :
Mw = ( log Mo / 1.5 ) – 10.73
Dengan Mw = magnitude momen, Mo = momen seismik.
Meskipun dapat menyatakan jumlah energi yang dilepaskan di sumber
gempabumi dengan lebih akurat, namun pengukuran magnitude momen lebih
komplek dibandingkan pengukuran magnitude ML, Ms dan mb. Karena itu
penggunaannya juga lebih sedikit dibandingkan penggunaan ketiga magnitude
lainnya.(Lay. T dan Wallace. T. C, 1995).
5. Intensitas Gempa Bumi
Sebelum manusia mampu mengukur magnitudo gempa, besarnya gempa
hanya dinyatakan berdasarkan efek yang diberikan terhadap manusia, alam,
struktur bangunan buatan manusia, dan reaksi hewan. Besarnya gempa yang
ditentukan melalui observasi semacam ini dinamakan dengan intensitas gempa.
Skala intensitas pertama kali diperkenalkan pada tahun 1883 oleh seorang
seismologis Italia M.S. Rossi dan ilmuwan Swiss F. A. Forel yang dikenal dengan
skala Rossi-Forel. Skala ini kemudian dikembangkan lagi pada tahun 1902 oleh
seorang seismologis Itali Giuseppe Mercalli. Lalu pada tahun 1931, seismologis
Amerika, H. O. Wood dan Frank Neuman mengadaptasi standar yang telah
ditetapkan Mercalli untuk kondisi di California, dan menghasilan skala Modified
Mercalli Intensity (MMI).
Beberapa skala intensitas gempa yang lain adalah:
1. Japan Meteorological Agency (JMA), ditemukan tahun 1951, hingga kini
digunakan untuk mengukur kekuatan gempa di Jepang.
2. Medvedev, Sponheuer, Karnik (MSK), ditemukan tahun 1960-an.
3. European Microseismic Scale (EMS), ditemukan tahun 1990-an.
Karena sifatnya yang kualitatif, skala intensitas sangat subjektif dan sangat
tergantung pada kondisi lokasi dimana gempa terjadi. Gempa dengan magnitudo
Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 33
yang sama, namun terjadi di dua tempat yang berbeda mungkin akan memberikan
nilai intensitas yang berbeda.
(http://disaster.elvini.net/earthquake.cgi)
Namun demikian antara skala magnitudo dan skala intensitas dapat dibuat
kesetaraannya, seperti contoh perbandingan skala Richter dan MMI di bawah ini.
Skala MMI Skala RichterI. Tidak terasa.
II. Sangat sedikit yang merasakan.
2.5 Secara umum tidak terasa, tapi
tercatat pada seismograf.III. Cukup banyak yang merasa, namun
tidak menyadari sebagai gempa.
IV. Di dalam ruang terasa, seperti ada
truk yang menabrak gedung.
V. Terasa oleh hampir setiap orang,
yang tidur terjaga, pohon berayun,
tiang bergoyang.
3.5 Dirasakan oleh banyak orang.
VI. Dirasakan oleh semua, orang²
berlarian ke luar, perabotan
bergerak, kerusakan ringan terjadi.
VII. Semua orang lari keluar,
bangunan² berstruktur lemah
rusak, kerusakan ringan terjadi
dimana-mana.
4.5 Kerusakan lokal dapat terjadi.
VIII. Bangunan² berstruktur terencana
rusak, sebagian runtuh.
IX Seluruh gedung mengalami
kerusakan cukup parah, banyak yg
bergeser dari pondasinya, tanah
mengalami keretakan.
6.0 Menimbulkan kerusakan hebat.
X. Sebagian besar struktur bangunan
rusak parah, tanah mengalami
keretakan besar.
7.5 Gempa berkekuatan besar.
XI. Hampir seluruh struktur bangunan
runtuh, jembatan patah, retak pada
8.0 ke atas Gempa yg sangat dahsyat.
Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 34
tanah sangat lebar.
XII. Kerusakan total. Gelombang
terlihat jelas di tanah, objek²
berhamburan.Tabel 3.1 Perbandingan skala Richter dan MMI
(Santoso, 2002)
3.9 Energi Gempabumi
Bentuk energi yang dilepaskan saat terjadinya gempabumi antara lain
adalah energi deformasi gelombang. Energi deformasi dapat dilihat pada
perubahan bentuk volume sesudah terjadinya gempa bumi, seperti misalnya tanah
naik, tanah turun, pergeseran batuan, dan lain-lain. Sedangkan energi gelombang
akan menggetarkan medium elastis disekitarnya dan akan menjalar ke segala arah.
Pemancaran energi gempa bumi dapat besar ataupun kecil, hal ini
tergantung dari karakteristik batuan yang ada dan besarnya stress yang dikandung
oleh suatu batuan pada suatu daerah. Pada suatu batuan yang rapuh ( batuan yang
heterogen ), stress yang dikandung tidak besar karena langsung dilepaskan
melalui terjadinya gempa gempa-gempa kecil yang banyak. Sedangkan untuk
batuan yang lebih kuat ( batuan yang homogen ), gempa kecil tidak terjadi
( jarang terjadi ) sehingga stress yang dikandung sangat besar dan pada suatu saat
batuannya tidak mampu lagi menahan stress, maka akan terjadi gempa dengan
magnitude yang besar.
Dengan kata lain untuk batuan yang lebih rapuh ( heterogen ), energi yang
dikumpulkan tidak terlalu besar karena langsung dilepaskan dalam bentuk
gelombang seismik, sedangkan untuk batuan yang lebih kuat, energinya akan
dikumpulkan dalam waktu relatif lebih lama sehingga pada saat dilepaskan
(karena batuan sudah tidak mampu lagi menahan stress), energinya sudah
terkumpul banyak dan gempabumi yang terjadi akan lebih besar.
Energi gempa bumi dapat ditaksir dari pengamatan makroseismik, tetapi
biasanya tidak diperoleh hasil yang memadai. Gelombang seismik merupakan
bentuk energi yang paling mudah dideteksi yaitu dengan cara pencatatan pada
alat. Dengan menggunakan data ini kita dapat menaksir energi gempabumi yang
memadai. Ukuran besarnya energi gempabumi ditentukan dengan hasil catatan Laporan Kuliah Kerja LapangBadan Meteorologi, Klimatologi Dan Geofisika D.I.Yogyakarta 35
top related