TUGAS PRAKTIKUM TEKNOLOGI INFORMASI

Oleh :

Nama : Ummi Athiyyah Y

NIM : 21110110120038

Program Studi Teknik Geodesi

Fakultas Teknik

Universitas Diponegoro

2010

1

DAFTAR ISI

HALAMAN JUDUL .............................................................................................. iDAFTAR ISI............................................................................................................2DAFTAR GAMBAR...............................................................................................3Bab I Pendahuluan...............................................................................................4

I.1 Latar Belakang...........................................................................................4I.2 Tujuan Penelitian.......................................................................................6I.3 Manfaat Penelitian.....................................................................................6I.4 Ruang Lingkup Pembahasan.....................................................................7I.5 Metodologi Penelitian................................................................................7I.6 Sistematika Pembahasan..........................................................................10

Bab II Tinjauan Pustaka......................................................................................11II.1 Gempabumi..............................................................................................11

II.1.1 Sumber Penyebab Gempa Bumi......................................................12II.1.2 Siklus Gempabumi...........................................................................13II.1.3 Geometri Bidang Gempa.................................................................13

II.2 Gempa Bengkulu 2007............................................................................15Bab III Geodesi Satelit.........................................................................................20

III.1 Konsep Dasar Geodesi Satelit..................................................................20III.2 Aplikasi Geodesi Satelit...........................................................................21

2

DAFTAR GAMBAR

Gambar I.1 Focal Mechanism Gempa Bengkulu 2007 dan beberapa gempa

susulan..................................................................................................4

Gambar I.2 Daerah kajian penelitian......................................................................6

Gambar II.1 Lokasi Kegempaan di Daerah Indonesia dan Australia...................10

Gambar II.2 Geometri Bidang Gempa (digambar ulang dari Stein & Wysession,

2003)...................................................................................................14

Gambar II.3 Tipe dasar sesar berdasar arah slip (digambar ulang dari Eakins

(1987) dalam Stein & Wysession (2003))..........................................15

Gambar II.4 Lokasi gempa Bengkulu 2007.........................................................16

Gambar II.5 Distribusi slip gempa Bengkulu yang diproyeksikan ke permukaan

dan ditumpangkan ke ETOPO2 hasil hitungan USGS (2007)...........17

Gambar II.6 Distribusi slip gempa Bengkulu hasil hitungan Gusman dkk (2009)

............................................................................................................18

Gambar II.7 Distribusi slip gempa Bengkulu hasil hitungan Ambikapathy dkk

(2010).................................................................................................19

3

Bab I Pendahuluan

I.1 Latar Belakang

Gempabumi adalah getaran yang disebabkan oleh beberapa hal yaitu aktifitas

kerak bumi, aktivitas gunungapi, runtuhan batuan dan beberapa penyebab lain.

Dari beberapa penyebab gempabumi, aktifitas kerak bumi yang bisa berupa

tumbukan antar lempeng bumi atau aktivitas sesar, memberikan dampak

guncangan yang relatif lebih besar dibandingkan penyebab yang lain. Gempabumi

dapat menyebabkan kerusakan bangunan, infrastruktur yang dapat mengakibatkan

kerusakan harta benda bahkan dapat menimbulan korban jiwa.

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 Sumatera, lepas pantai selatan pulau

Jawa, lepas pantai Selatan kepulauan Nusatenggara, dan berbelok ke arah utara ke

perairan Maluku sebelah selatan. Antara lempeng Australia dan Pasifik terjadi

tumbukan di sekitar Pulau Papua. Sementara pertemuan antara ketiga lempeng itu

terjadi di sekitar Sulawesi. Hal tersebut menyebabkan Indonesia termasuk daerah

yang rawan terjadi gempabumi terutama di daerah dekat pertemuan lempeng-

lempeng tersebut.

Bengkulu merupakan salah satu wilayah di sebelah barat daya Sumatera-Indonesia

yang dipengaruhi oleh aktivitas subduksi. Karena wilayahnya yang terletak di

dekat zona subduksi lempeng samudera indo-australia dengan lempeng eurasia,

maka daerah ini rawan terhadap kejadian gempa. Diketahui bahwa daerah ini juga

dilewati Patahan Sumatera, dan mendapat pengaruh dari patahan di Kepulauan

Mentawai.

Oleh karena itu, di daerah Bengkulu ini sering terjadi gempabumi. Tercatat dari

sejarah kegempaan di pantai barat Pulau Sumatera, di Bengkulu telah terjadi

gempa dengan magnitude besar pada tahun 1833 (magnitude 8.7), tahun 2000

4

(magnitude 7.9) dan terakhir 12 September 2007 dengan magnitude gempa utama

8.5 pada kedalaman 34 km, diikuti gempa besar lain pada hari yang sama dengan

magnitude 7.9, selanjutnya gempa-gempa susulan dengan magnitude yang cukup

besar terus terjadi (USGS, 2007). Penggambaran mekanisme gempa Bengkulu

2007 dan beberapa gempa susulannya dapat dilihat pada Error: Reference source

not found.

Gambar I.1 Focal Mechanism Gempa Bengkulu 2007 dan beberapa gempa susulan

(data focal mechanism gempa diambil dari www.globalcmt.org)

Teori dislokasi elastis mengasumsikan bahwa kerak bumi bersifat homogen,

isotropis, linier dan elastis. Pergeseran di bidang gempa akan mengakibatkan

pergeseran juga di permukaan bumi. Besarnya pergeseran di bidang gempa tidak

bisa diukur secara langsung, tetapi dengan adanya data pergeseran di permukaan

bumi yang bisa didapat dari pengukuran GPS, pergeseran di bidang gempa bisa

dihitung dengan teknik inversi dari data-data pergeseran di permukaan (Okada,

1985). Permasalahan yang muncul dari hitungan inversi untuk masalah ini adalah

sifat ketidakunikan dan ketidakstabilan dari solusi yang dihasilkan. Untuk itu

5

diperlukan beberapa teknik inversi dengan memanfaatkan sifat linier dari problem

serta melibatkan beberapa macam konstrain dari informasi geofisika dan geologi

untuk mendapatkan solusi inversi yang unik dan stabil (Du, 1992).

Beberapa studi dan penelitian terdahulu yang menghitung distribusi slip dari

gempa Bengkulu 2007 pernah dilakukan oleh USGS, Aditya Gusman dkk (2009)

dan Ambikapathy (2010). USGS menghitung distribusi slip dengan menggunakan

data teleseismik dan menggunakan diskrit bidang gempa dengan ukuran yang

cukup kecil 20km x 14.5km. Gusman dkk menggunakan data gelombang tsunami

dan data InSAR. Sedangkan Ambikapathy dkk menggunakan data SuGAr dengan

diskrit gempa yang realtif masih besar. Dari beberapa studi tersebut belum ada

yang melakukan hitungan inversi kuadrat terkecil dengan menggunakan diskrit

bidang gempa dengan ukuran yang cukup kecil dan menggunakan data dari far-

field (data GPS).

Tesis ini akan menghitung distribusi slip di bidang gempa dengan dari data

pengukuran SuGAr dengan beberapa teknik inversi kuadrat terkecil serta

konstrain dari informasi geofisika dan geologi sehingga mendapatkan solusi

distribusi pergeseran yang optimal pada kasus Gempa Bengkulu 12 September

2007.

I.2 Tujuan Penelitian

Tujuan dari penelitian ini adalah menghitung distribusi slip di bidang gempa dari

data pengukuran GPS dengan beberapa teknik inversi kuadrat terkecil serta

konstrain dari informasi geofisika dan geologi sehingga mendapatkan solusi

distribusi slip yang optimal pada kasus Gempa Bengkulu 12 September 2007.

I.3 Manfaat Penelitian

Dari segi keilmuan hasil penelitian ini dapat digunakan untuk mengetahui

distribusi slip gempabumi yang terjadi pada Gempa Bengkulu 12 September

2007, serta memperkaya kajian teknik-teknik inversi kudrat terkecil yang tepat

untuk memodelkan pergeseran di bidang gempa.

6

Dari segi praktis, jika distribusi slip dari proses gempa (baik tahapan sebelum,

saat dan sesudah gempa) bisa dihitung dengan hasil yang teliti maka pergeseran

titik-titik di permukaan bumi bisa dihitung dengan teliti pula.

I.4 Ruang Lingkup Pembahasan

Ruang lingkup pembahasan tesis ini adalah:Daerah bidang gempa yang diamati adalah bidang gempa Bengkulu 12 September

2007 seperti pada gambar di bawah ini.

Gambar I.2 Daerah kajian penelitian

Data seismitas yang dipakai untuk mengestimasi besar area bidang gempa adalah

data dari USGS dengan batasan lokasi antara 98.60 BT – 105.30 BT dan 5.20 LS –

1.30 LU pada tanggal 10 September 2007 sampai dengan 10 Maret 2008.

Data seismitas yang dipakai untuk mengestimasi sudut kemiringan bidang gempa

(dip) adalah data dari Engdahl dengan batasan lokasi antara 98.60 BT – 105.30 BT

dan 5.20 LS – 1.30 LU.

Data GPS yang digunakan adalah data pengukuran GPS kontinu dari SuGAr.

Teknik inversi yang akan dilakukan adalah inversi dengan teknik penghalusan

solusi, penambahan konstrain nilai slip = 0 di tepi bidang gempa dan variasi

pembobotan dari teknik penghalusan solusi dan konstrain.

I.5 Metodologi Penelitian

7

Untuk menghitung distribusi slip bidang gempa dilakukan hitungan inversi dari

data pergeseran di beberapa stasiun GPS kontinu yang ada di permukaan dengan

mengunakan beberapa teknik inversi. Dalam hal ini akan melibatkan beberapa

metoda penelitian secara sekaligus, yaitu: studi literatur (STL), inventarisasi data

dan informasi yang sudah ada (IDI), serta pengolahan data, pemodelan dan

analisis (PDA). Pemanfaatan meroda-metoda tersebut di ilustrasikan pada Error:

Reference source not found berikut, sebagai fungsi dari parameter yang akan

diteliti serta data yang diperlukan

Parameter dan metode penelitian

Parameter yang diteliti Data yang diperlukan MetodeInformasi geologi dan geofisika dan data kejadian gempa Bengkulu

Data sekunder dari literature

STL

Area bidang gempa Bengkulu Data seismitas dari USGS setelah gempa bengkulu sampai kurang lebih 6 bulan sesudahnya.

IDI dan PDA

Dip/kemiringan bidang gempa Data seismitas dari Engdahl

IDI dan PDA

Vektor pergeseran stasiun GPS akibat gempa Bengkulu

Data pengamatan GPS sesaat dan sesudah gempa Bengkulu

IDI dan PDA

Distribusi slip bidang gempa Vektor pergeseran stasiun GPS akibat gempa Bengkulu

STL, IDI dan PDA

8

Diagram alir metodologi penelitian

9

I.6 Sistematika Pembahasan

Secara garis besar sistematika tesis ini dijelaskan sebagai berikut :

Bab I Pendahuluan

Bab ini akan menjelaskan latar belakang penelitian, tujuan

penelitian, manfaat penelitian, ruang lingkup penelitian,

metodologi penelitan dan sistematika penulisan.

Bab II Tinjauan Pustaka

Bab ini akan menguraikan secara singkat mengenai teori

gempabumi, gempa Bengkulu dan studi mengenainya, survei

geodesi untuk gempabumi, elastic half-space, dislokasi elastis

serta perhitungan distribusi slip gempa dengan inversi kuadrat

terkecil.

Bab III Pemodelan Parameter Model Bidang Gempa

Bab ini akan membahas tentang parameter model gempa dari data

yang dibutuhkan sampai perhitungan parameter model gempa

yang digunakan dalam tesis ini,

Bab IV Pengolahan Data SuGAr

Bab IV akan mengkaji pengolahan data SuGAr hingga

mendapatkan vektor pergeseran stasion SuGAr akibat gempa

Bengkulu.

Bab V Hitungan Inversi Kuadrat Terkecil

Bab ini akan mengkaji beberapa hal yaitu : checker board test

untuk mencari kombinasi bobot yang akan digunakan dalam

inversi, hitungan inversi, hitungan RMS, hitungan momen gempa

dan Mw beserta analisisnya.

Bab VI Kesimpulan dan Saran

Bab ini akan berisi kesimpulan dari keseluruhan pelaksanaan

penelitian ini dan juga saran untuk penelitian selanjutnya.

10

Bab II Tinjauan Pustaka

II.1 Gempabumi

Gempabumi didefinisikan sebagai getaran yang bersifat alamiah, terletak pada lokasi tertentu,

dan sifatnya tidak berkelanjutan. Getaran pada bumi terjadi akibat dari adanya proses

pergeseran secara tiba-tiba pada kerak bumi. Pergeseran secara tiba-tiba terjadi karena adanya

sumber gaya sebagai penyebabnya, baik bersumber dari alam maupun dari bantuan manusia.

Selain disebabkan oleh pergeseran tiba-tiba, getaran pada bumi juga bisa disebabkan oleh

gejala lain yang sifatnya lebih halus atau berupa getaran kecil yang sulit dirasakan manusia.

Getaran tersebut dapat disebabkan oleh lalu-lintas, mobil, kereta api, tiupan angin pada pohon

atau bangunan tinggi. Getaran seperti ini dikelompokkan sebagai mikroseismisitas.

Gambar II.3 Lokasi Kegempaan di Daerah Indonesia dan Australia.Lokasi gempa sebagian besar terdapat di sekitar batas lempeng

(http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/world/seismicity/australia.php)

Gempa bumi biasanya akan menyebabkan kerak bumi di sekitarnya terdeformasi, baik dalam

arah horizontal maupun vertikal. Dalam suatu siklus terjadinya gempa bumi, proses

deformasi dapat dibagi kedalam beberapa tahapan, yaitu: interseismik, praseismik, koseismik,

dan pascaseismik (Mori, 2004; Natawidjaja dkk, 2004). Tahapan interseismik merupakan

tahapan awal suatu siklus gempa bumi. Pada tahapan ini energi dari dalam bumi

11

menggerakkan lempeng, dan energi mulai terakumulasi di bagian-bagian lempeng tempat

biasanya terjadinya gempa bumi (batas antarlempeng dan sesar). Sesaat sebelum terjadinya

gempa bumi dinamakan tahapan praseismik, dan ketika terjadinya gempa utama dinamakan

tahapan koseismik. Deformasi koseismik adalah deformasi kerak bumi yang diakibatkan oleh

gempa utama dan gempa-gempa susulannya yang besar. Deformasi ini umumnya berupa

deformasi horizontal maupun deformasi vertikal dan cakupan spasialnya proporsional dengan

magnitudo gempanya. Tahapan pascaseismik didefinisikan sebagai tahapan ketika sisa-sisa

energi gempa terlepaskan secara perlahan dan dalam kurun waktu yang lama sampai kondisi

kembali ke tahap kesetimbangan yang baru.

Deformasi yang cepat hasil sebuah gempa dari sebuah bidang deformasi yang kompleks yang

meluas sampai ke daerah yang luas dan waktu yang lama. Oleh karena itu, informasi

tambahan tentang gempa bumi dan proses yang menyebabkan mereka dapat diperoleh dengan

mengukur deformasi tanah yang lambat, menggunakan teknik dari geodesi. Kebanyakan

mengandalkan tehnik seperti mendeteksi gerakan monumen geodetik. Data koordinat

monumen sebelum dan sesudah gempabumi memberikan pergerakan koseismik monumen

geodetik.

Teknologi geodesi yang pertama kali digunakan untuk pengukuran koordinat monumen

geodetik adalah dengan triangulasi dan trilaterasi untuk pengukuran komponen horizontal

serta dengan pengukuran sipat datar teliti untuk komponen vertikal. Saat ini, teknologi Global

Positioning System merupakan teknologi yang banyak digunakan untuk pemantauan

deformasi akibat aktivitas tektonik dengan ketelitian hingga sub-centimeter. Teknologi lain

yang sering digunakan adalah dengan InSAR (Stein & Wyssesion, 2003)

II.1.1 Sumber Penyebab Gempa Bumi

Para peneliti kebumian berkesimpulan bahwa penyebab terjadinya gempabumi berawal dari

adanya gaya pergerakan di dalam interior bumi (gaya konveksi mantel) yang menekan kerak

bumi yang bersifat rapuh, sehingga ketika kerak bumi sudah tidak kuat untuk merespon gaya

gerak dari dalam bumi tersebut maka akan membuat sesar dan menghasilkan gempabumi.

Akibat gaya gerak dari dalam bumi ini maka kerak bumi telah terbagi-bagi menjadi beberapa

fragmen yang disebut lempeng. Gaya gerak penyebab gempabumi ini selanjutnya disebut

gaya sumber tektonik.

12

Selain sumber tektonik yang menjadi faktor penyebab terjadinya gempabumi, terdapat

beberapa sumber lainnya yang dikategorikan sebagai penyebab terjadinya gempabumi, yaitu

sumber non-tektonik dan gempabumi buatan.

II.1.2 Siklus Gempabumi

Gempabumi mempunyai sifat berulang. Suatu gempabumi yang terjadi di suatu daerah akan

terjadi lagi di masa yang akan datang dalam periode waktu tertentu. Istilah perulangan

gempabumi ini dinamakan siklus gempabumi. Satu periode siklus gempabumi ini biasanya

berlangsung dalam kurun waktu puluhan sampai ratusan tahun (Shimazaki dan Nakata dalam

Vigny, 2005).

Dalam satu siklus gempabumi terdapat beberapa tahapan mekanisme terjadinya gempabumi,

yaitu tahapan interseismik, koseismik, dan post-seismik. Tahapan interseismik merupakan

tahapan awal dari suatu siklus gempabumi. Pada tahapan ini energi dari dalam bumi

menggerakkan lempeng dan energi mulai terakumulasi di bagian-bagian lempeng tempat

biasanya terjadi gempabumi. Tahapan koseismik adalah saat terjadinya gempa utama.

Tahapan post-seismik didefinisikan sebagai tahapan ketika sisa-sisa energi gempa terlepaskan

secara perlahan dan dalam kurun waktu yang lama sampai kondisi kembali ke tahap

kesetimbangan awal yang baru.

Selain tiga tahapan di atas, dikenal juga tahapan diantara tahapan interseismik dan koseimik

yaitu tahapan preseismik yang merupakan tahapan sesaat sebelum terjadinya gempabumi.

Para peneliti kemudian menyebut tahapan ini sebagai tahapan precursor gempabumi. Selain

itu ada juga tahapan yang terjadi setelah koseismik dan sebelum post-seismik, yaitu tahapan

afterslip yang didefinisikan sebagai tahapan ketika sisa-sisa energi gempa terlepaskan melalui

gempa susulan yang kekuatannya lebih kecil dari kekuatan gempa utama.

II.1.3 Geometri Bidang Gempa

Geometri bidang gempa dapat dideskripsikan dalam orientasi bidang gempa dan arah slip

sepanjang bidang tersebut. Bidang sesar dikarakterisasi oleh vektor normal n̂ dan vektor slip

d̂ . Vektor slip merupakan arah gerakan hanging wall (bagian atas) terhadap foot wall (bagian

bawah). Vektor slip selalu terletak pada bidang gempa dan tegak lurus terhadap vektor

13

normal. Sudut kemiringan bidang gempa (dip) adalah sudut antara permukaan atau bidang

horizontal dan bidang gempa. Garis strike didefinisikan sebagai garis perpotongan antara

bidang horizontal dengan bidang gempa. Arah strike mengikuti kaidah tangan kiri, dengan

jari telunjuk ke arah strike dan jari empu ke arah dip. Sudut strike f adalah sudut yang

dihitung searah jarum jam dari arah utara geografis ke arah strike. Arah gerak hanging wall

dinyatakan oleh sudut slip yang diukur berlawanan arah jarum jam dari suatu garis pada

bidang gempa yang sejajar dengan arah strike (Stein & Wysession, 2003).

Gambar II.4 Geometri Bidang Gempa (digambar ulang dari Stein & Wysession, 2003)

Jika kita mengasumsikan sebuah bidang gempa dengan bentuk persegipanjang, maka ukuran

sepanjang strike disebut sebagai panjang dan ukuran sepanjang arah dip disebut lebar. Bidang

gempa yang sebenarnya mempunyai bentuk geometri yang tidak sederhana seperti

persegipanjang dan slip yang terjadi pada satu bidang gempa tidak harus homogen. Bidang

robekan gempa dapat terjadi dalam beberapa bagian dari bidang gempa yang masing-masing

bisa mempunyai orientasi dan besar slip yang berbeda. Oleh karena itu untuk mendekati

bidang gempa yang sebenarnya, kita dapat membagi bidang gempa menjadi sub-bidang

gempa (diskrit) dengan ukuran lebih kecil (Stein & Wysession, 2003).

Meskipun arah slip bervariasi dari 00 – 3600, tetapi ada beberapa geometri fault dasar yang

dapat digambarkan dengan arah slip tertentu. Ketika sisi fault bergerak horizontal relatif

terhadap sisi yang lainya, hal ini dikenal sebagai strike-slip fault. Jika arah slip () = 00,

berarti bagian hanging wall bergerak ke kanan dan disebut sebagai left-lateral. Jika = 1800,

14

hanging wall bergerak ke kiri dan disebut right-lateral. Ketika sisi fault bergerak vertikal

relatif terhadap sisi yang lainya, hal ini dikenal sebagai dip-slip fault. Jika = 2700, hanging

wall bergerak ke arah bawah dan disebut normal faulting. Jika = 900, hanging wall bergerak

ke atas dan disebut reverse/thrust faulting (Stein & Wysession, 2003).

left-lateral strike-slip fault right-lateral strike-slip fault( = 00) ( = 1800)

normal dip-slip fault reverse/thrust dip-slip fault( = 2700) ( = 900)

Gambar II.5 Tipe dasar sesar berdasar arah slip (digambar ulang dari Eakins (1987) dalam Stein & Wysession (2003))

II.2 Gempa Bengkulu 2007

Gempabumi Bengkulu pada tanggal 12 September 2007 mempunyai titik pusat pada

koordinat 4.520°S, 101.374°E dengan kedalaman 34 km. Gempabumi terjadi sebagai akibat

dari dorongan patahan di perbatasan antara lempeng Australia dan lempeng Sunda. Di lokasi

gempa ini, lempeng Australia bergerak ke timur laut terhadap lempeng Sunda dengan

kecepatan sekitar 60 mm / tahun. Arah gerak relatif lempeng miring terhadap orientasi batas

lempeng lepas pantai dari pantai barat Sumatera. Komponen pergerakan lempeng tegak lurus

terhadap batas tersebut diakomodasi oleh dorongan faulting pada batas-lempeng lepas pantai.

Sebagian besar komponen gerak lempeng paralel dengan batas lempeng yang diakomodasi

oleh strike-slip faulting pada sesar Sumatera, yang berada pada daratan Sumatera (USGS,

2007).

15

Gambar II.6 Lokasi gempa Bengkulu 2007( Koordinat dan focal mechanism gempa diambil dari www.globalcmt.org )

Beberapa studi dan penelitian terdahulu yang menghitung distribusi slip dari gempa

Bengkulu 2007 pernah dilakukan oleh USGS, Aditya Gusman dkk (2009) dan Ambikapathy

(2010). USGS menghitung distribusi slip dengan menggunakan data teleseismik dan

menggunakan diskrit bidang gempa dengan ukuran yang cukup kecil 20km x 14.5km.

Gusman dkk menggunakan data gelombang tsunami dan data InSAR. Sedangkan

Ambikapathy dkk menggunakan data SuGAr dengan diskrit gempa yang realtif masih besar.

USGS melakukan hitungan distribusi slip dengan menggunakan data teleseismik. Bidang

gempa dibuat diskrit dengan ukuran 20km x 14.5 km, sejumlah 28 buah sepanjang strike dan

11 buah sepanjang downdip dengan total diskrit sejumlah 308 buah diskrit. Hasil distribusi

slip yang dihasilkan pada Error: Reference source not found menunjukkan bahwa distribusi

slip maksimal sebesar 4 m berada di tengah bidang gempa dan nilai slip cenderung mengecil

ke tepi bidang gempa.

16

Gambar II.7 Distribusi slip gempa Bengkulu yang diproyeksikan ke permukaan dan ditumpangkan ke ETOPO2 hasil hitungan USGS (2007)

(http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/eqinthenews/2007/us2007hear/finite_fault.php)

Sedangkan momen gempa yang dihasilkan gempa Bengkulu 2007, menurut USGS adalah

5.05 x 1021 N.M (setara dengan Mw = 8.4). Sedangkan momen magnitude yang dikeluarkan

oleh USGS dari data seismologi adalah 8.5.

Gusman dkk melakukan hitungan inversi distribusi slip dengan menggunakan data

gelombang tsunami dan data InSAR. Mereka membagi bidang gempa menjadi 72 diskrit

dengan ukuran 25 km x 25 km. Hasil hitungan inversi yang dilakukan oleh Gusman dkk

(2009) menghasilkan distribusi slip seperti pada Error: Reference source not found. Pada

gambar tersebut distribusi slip yang digambarkan secara diskrit menunjukkan nilai maksimal

sebesar 6 m di dua lokasi diskrit.

17

Gambar II.8 Distribusi slip gempa Bengkulu hasil hitungan Gusman dkk (2009)

Sedangkan momen gempa yang dihasilkan gempa Bengkulu 2007, menurut Gusman dkk

adalah 3.8 x 1021 N.M (setara dengan Mw = 8.3).

Ambikapathy dkk juga melakukan hitungan distribusi slip gempa Bengkulu 2007 dengan

menggunakan data SuGAr dengan hasil seperti pada Error: Reference source not found. Pada

gambar tersebut, nilai slip maksimal sebesar

Gambar II.9 Distribusi slip gempa Bengkulu hasil hitungan Ambikapathy dkk (2010)

18

Ambikapathy dkk hanya menghitung sejumlah 7 buah diskrit bidang gempa dengan ukuran

cukup besar dibandingkan USGS dan Gusman dkk dan hasil slipnya belum smooth antar

diskrit. Ambikapathy tidak menghitung momen gempa dari distribusi slip yang dihasilkan.

Dari ketiga studi tersebut USGS dan Gusman dkk sudah menggunakan ukuran diskrit yang

lebih kecil dibandingkan Ambikapathy dkk. Tetapi hanya USGS yang menghitung dengan

bidang gempa yang lebih besar menjangkau hingga tepi trench. Dengan asumsi bahwa bidang

gempa adalah bidang yang mengalami robekan secara kontinyu tetapi tidak homogen nilai

slipnya maka dengan penggunaan ukuran diskrit yang lebih kecil diharapkan distribusi slip

yang dihasilkan dapat mendekati fenomena fisis yang sebenarnya.

Data yang digunakan oleh USGS dikategorikan data far-field (diamati dari jauh), sehingga

relatif kurang sensitif dibandingkan jika menggunakan data pengamatan GPS (SuGAr) yang

digunakan oleh Ambikapathy dkk atau data gelombang tsunami dan data InSAR dalam

menangkap fenomena slip bidang gempa.

Untuk itu dalam penelitian tesis ini dilakukan hitungan distribusi slip inversi kuadrat terkecil

dengan memperlakukan bidang gempa sebagai bidang-bidang diskrit yang berukuran kecil

dan menggunakan data SuGAr (data near-feld).

Global CMT Solution juga menghitung momen seismik dan momen magnitude gempa

Bengkulu. Hasil hitungan momen seismik sebesar 6.71 x 1021 N.M (setara dengan Mw = 8.5).

19

Bab III Geodesi Satelit

III.1 Konsep Dasar Geodesi Satelit

Misi geodesi mengalami kemajuan yang signifikan dengan dikembangkannya metode dan

teknologi satelit bumi buatan untuk survei geodetik dan geofisik seperti penentuan posisi

teliti 3D dan satellite altimetry untuk penentuan geoid. Kemajuan yang signifikan tersebut

dicapai oleh karena kapabilitas metode dan teknologi satelit yang sangat tinggi, terutama

dalam aspek jangkauan wilayah operasi (dari jarak puluhan meter sampai ratusan bahkan

ribuan kilimeter), ketelitian hasil survei, dan kemudahan serta kecepatan operasi. Kendala

cuaca dan waktu pengamatan malam hari tidak lagi menjadi masalah karena pengamatan dan

pengukuran ke/dari satelit menggunakan gelombang elektromagnetik. Disamping itu karena

ketinggian orbit satelit maka cakupan wilayah survei menjadi sangat luas sehingga titik-titik

di permukaan bumi yang terpisah jauh dimungkinkan untuk mengamati satelit dalam waktu

bersamaan tanpa terkendala oleh syarat saling dapat melihat antar stasiun pengamatan.

Penerapan teknologi satelit bumi buatan untuk survei geodetik dan geofisik telah medorong

studi geodesi global secara komprehensif. Kenyataan ini kemudian mengangkat satellite

geodesy(geodesi satelit) menjadi salah satu subyek dalam pengembangan ilmu geodesi dan

penerapannya. Apakah gerangan geodesi satelit itu? Seeber (1993) mengungkapkan bahwa

geodesi satelit mencakup teknik-teknik pengamatan dan perhitungan yang memungkinkan

pemecahan masalah-masalah geodesi dengan menggunakan pengukuran teliti ke, dari, atau

antar satelit bumi buatan. Sementara itu Seeber juga mengidentifikasi tiga masalah dasar

geodesi sebagai berikut:

Penentuan posisi teliti tiga dimensi secara global (pengembangan jaring kontrol geodetik).

Penentuan medan gayaberat bumi atau geoid secara teliti.

Pengukuran dan pemodelan fenomena geodinamik seperti gerakan kutub, rotasi bumi, dan

deformasi kerak bumi

Dalam geodesi satelit dikenal pengamatan dengan metode geometrik dan metode dinamik.

Dalam metode geometrik, satelit-satelit dianggap sebagai target pengamatan dengan posisi

“fixed” atau sebagai titik-titik kontrol, sementara titik-titik pengamatan di bumi secara

bersamaan mengamat dan mengukur jarak (ranging) ke satelit-satelit tersebut. Posisi satelit-

satelit (fixed) dan titik-titik pengamatan serta jarak terukur membentuk jaringan segitiga

dalam ruang dalam sistem koordinat global tiga dimensi.

Dalam metode dinamik, satelit-satelit dipandang atau difungsikan sebagai sensor di dalam

medan gayaberat bumi. Pengamatan dilakukan di titik-titik kontrol di bumi terhadap lintasan

20

orbit satelit yang hasilnya kemudian dianalisis untuk menentukan parameter-parameter orbit

satelit dan variasinya. Jenis dan besar gaya-gaya atau percepatan yang bekerja pada satelit

diinterpretasi dari parameter-parameter orbit satelit dan variasinya tersebut. Salah satu fokus

analisis ialah hubungan antara realitas medan gayaberat bumi dengan penyimpangan orbit

satelit yang sesungguhnya terhadap orbit normal menurut teori Kepler. Dengan metode

dinamik ini dikaji perilaku orbit satelit dalam sistem acuan (koordinat) geosentrik. Dalam

analisis perilaku orbit satelit untuk menyimpulkan gaya-gaya yang bekerja mempengaruhi

gerak satelit, selain dihitung parameter medan gayaberat bumi, dapat pula dihitung parameter

rotasi bumi (gerakan kutub, variasi kecepatan rotasi) dan parameter-parameter yang lain,

seperti parameter-parameter geofisik/geodinamik dan atmosfer.

III.2 Aplikasi Geodesi Satelit

Geodesi satelit (terjemahan dari “satellite geodesy”) merupakan konsep dan aplikasi satelit di

bidang geodesi. Selain di bidang geodesi, teknologi satelit juga diaplikasikan di bidang

komunikasi, iklim dan cuaca, inderaja, dsb. Pada awal perkembangannya, geodesi satelit

diterapkan untuk misi ilmiah seperti studi tentang bentuk dan dimensi bumi, medan gayaberat

bumi, unifikasi datum geodetik, pengukuran tinggi permukaan laut (altimetri), dan

sebagainya. Dalam fase ini dilaksanakan uji coba melalui proyek-proyek EXPLORER-1,

ECHO-1, ANNA-1B, TRANSIT-1B, GEOS-3, STARLETTE, dan LAGEOS. Dalam

perkembangan selanjutnya geodesi satelit dikembangkan, disamping untuk penyelenggaraan

misi geodesi ilmiah, juga untuk penyelenggaraan misi praktis. Diawali dengan proyek

TRANSIT (satelit Doppler) yang kemudian dilanjutkan dengan NAVSTAR GPS,

GLONASS, TOPEX/POSEIDON, misi geodesi ilmiah dan praktis diselenggarakan secara

lebih intensif. Dalam kerangka misi ilmiah, geodesi satelit diterapkan antara lain untuk studi

tentang dinamika orbit dan rotasi bumi, medan gayaberat bumi dan geoid, dan dinamika

kerak bumi. Sementara itu dalam kerangka misi praktis, geodesi satelit diterapkan terutama

untuk mendukung kegiatan-kegiatan survei-pemetaan, baik di darat, laut, maupun udara,

melalui perannya sebagai pengontrol posisi spasial atau penyedia data dan informasi spasial.

21