Embed Size (px)
Citation preview
MEKANISME FOKUS GEMPA BUMI MENTAWAI
25 OKTOBER 2010
Skripsi
TITIN ISMAWATI
107097003095
PROGRAM STUDI FISIKA
FAKULTAS SAINS DAN TEKNOLOGI
UNIVERSITAS ISLAM NEGERI SYARIF HIDAYATULLAH
JAKARTA
2011
MEKANISME FOKUS GEMPA BUMI MENTAWAI
25 OKTOBER 2010
Skripsi
Diajukan Kepada Fakultas Sains Dan Teknologi
Untuk Memenuhi Syarat Memperoleh
Gelar Sarjana Sains (S.Si)
TITIN ISMAWATI
107097003095
PROGRAM STUDI FISIKA
FAKULTAS SAINS DAN TEKNOLOGI
UNIVERSITAS ISLAM NEGERI SYARIF HIDAYATULLAH
JAKARTA
2011
LEMBAR PERNYATAAN
DENGAN INI SAYA MENYATAKAN BAHWA SKRIPSI INI BENAR HASIL
KARYA SENDIRI YANG BELUM PERNAH DIAJUKAN SEBAGAI SKRIPSI
ATAU KARYA ILMIAH PADA PERGURUAN TINGGI ATAU LEMBAGA
MANAPUN.
Jakarta, Desember 2011
Titin Ismawati
107097003095
i
ABSTRAK
Pada tanggal 25 oktober 2010 terjadi gempa tektonikdi Kepulauan Mentawai pada
koordinat 3,61 LS – 99,93 BT dengan kedalaman sekitar 10 km. Gempa ini berkekuatan 7,2
SR dan mengakibatkan terjadinya Tsunami. Kondisi geografis Kepulauan Mentawai sangat
rawan terjadinya bencana. Salah satu faktor terjadinya bencana karena di perairan sekitar
Mentawai terdapat daerah aktif seismik yakni patahan Mentawai yang merupakan lokasi
titik pertemuan Lempeng Hindia dan Lempeng Eurasia. Mekanisme fokus merupakan
metode peninjauan bidang sesar yang meliputi strike, dip dan rake. Metode yang digunakan
untuk menentukan mekanisme fokus adalah menganalisis sumber gempa dengan
penentuan polaritas awal gelombang P. Data yang digunakan dalam menentukan
parameternya antar lain lokasi episenter (lintang dan bujur), kedalaman, jumlah stasiun, dan
polaritas awal gelombang, yang kemudian dikonversi faktor c (kompresi) dan faktor d
(dilatasi). Data kemudian di input ke dalam program Azmtak.Output dari Azmtak akan
dijadikan input ke dalam program pinV yang menghasilkan bidang bola. Hasil yang
diperoleh dari analisis mekanisme fokus gempa di Mentawai yaitu jenis sesar pada gempa
berupa Oblique fault dengan arah bidang sesar. Strike 183/328, Dip 64/30 dan Rake 106/60.
Kata Kunci : Mekanisme fokus, Strike, Dip, Rake, Polaritas, Kompresi, Dilatasi, Oblique
fault.
ii
ABSTRACT
On 25 October 2010 earthquake in the Mentawai Islands tektonikdi coordinates LS 3.61 -
99.93 BT with a depth of about 10 km. This magnitude 7.2 magnitude earthquake and
resulting tsunami occurrence. Geographical conditions of the Mentawai Islands are very
prone to disasters. One factor for the occurrence of disaster in the waters around the
Mentawai are seismically active regions namely Mentawai fault which is the meeting point
of the location of the Indian Plate and Eurasian Plate. Focal mechanism is a method that
includes a review of the field of fault strike, dip and rake. The method used to determine the
mechanism of focus is analyzing the source of the earthquake with the determination of the
polarity of the initial wave of P. The data used in determining the parameters among the
other epicenter locations (latitude and longitude), depth, number of stations, and the
polarity of the initial wave, which is then converted to a factor c (compression) and the
factor d (dilatation). Later in the input data into the program will be Azmtak
Azmtak.Output of input into the program that generates pinV ball field. The results
obtained from analysis of earthquake focal mechanisms in the Mentawai are the typof earth
obliquake faults in the form of Oblique fault with fault direction field. 183/328 Strike, Dip
and Rake 64/30 106/60.
Keyword ; Focal Mechanism,Strike,Dip,Rake, Polarity, Compression, Dilatation, Oblique
fault.
iii
KATA PENGANTAR
Segala puji bagi Alloh SWT yang selalu melimpahkan rahmat dan hidayah-Nya, sehingga
penulis dapat menyelesaikan Tugas akhir ini. Shalawat serta salam selalu tercurahkan
kepada Nabi Muhammad SAW sebagai suri tauladan yang baik dan kepada para sahabat ,
keluarga dan pengikutnya hingga akhir zaman. Tugas akhir ini merupakan salah satu syarat
untuk memperoleh gelar S1. Dengan selesainya penulisan tugas akhir ini, penulis ingin
menyampaikan rasa terima kasih kepada :
1. Kedua orang tua tercinta yang selalu memberikan memberikan dukungan moril
serta kasih sayangnya, serta kaka dan adik-adiku tercinta.
2. Keluarga Agus Hartoyo yang telah memberikan bantuan baik secara moril maupun
material.
3. Bapak DR. Syopiansyah Jaya Putra, M Sis selaku Dekan Fakultas Sains dan
Teknologi, Universitas Islam Negeri Syarif Hidayatulah Jakarta.
4. Bapak Sutrisno M.Si selaku Ketua Program Studi Fisika Fakultas Sains dan
Teknologi.
5. Bapak Bayu selaku pembimbing lapangan yang telah membimbing dan
membagikan ilmu dengan sabar.
6. Ibu tati Zera Msi selaku pembimbing I, atas waktu yang diluangkan, serta ilmu yang
diberikan kepada penulis.
iv
7. Bapak Sutrisno Msi selaku pembimbing II yang memberikan arahan dan membagi
ilmunya kepada penulis.
8. Ibu Elvan Yuniarti Msi selaku penguji I, yang bersedia untuk menguji skripsi ini.
9. Bapak Agus Budiono Msi selaku pembimbing II, yang bersedia untuk menguji
skripsi ini.
10. Kepada teman-temanku semua anak fisika angkatan 2007 yang selalu memberikan
suport.
11. Semua pihak yang belum disebutkan di atas, yang telah membantu terlaksananya
pembuatan tugas akhir ini.
Penulis berharap tugas akhir ini dapat bermanfaat bagi penulis dan juga pembaca,
penulis menyadari masih banyak kekurangan dan kesalahan dalam penulisan ini.
Jakarta, November 2011
Penulis
v
DAFTAR ISI
ABSTRAK...................................................................................................................... i
ABSTRACT................................................................................................................... ii
KATA PENGANTAR................................................................................................... iii
DAFTAR ISI.................................................................................................................. iv
DAFTAR GAMBAR…………………………............................................…………. vii
DAFTAR TABEL……………………………………………...................................... ix
BAB I PENDAHULUAN
1.1. Latar Belakang .................................................................................. 1
1.2. Perumusan Masalah .......................................................................... 4
1.3. Batasan Masalah ............................................................................... 4
1.4. Tujuan Penelitian .............................................................................. 5
1.5. Manfaat Penelitian ............................................................................ 6
1.6. Sistematika Penelitian ....................................................................... 6
BAB II LANDASAN TEORI
2.1 Teori Tektonika Lempeng ................................................................. 8
2.2 Gempa Bumi ..................................................................................... 10
2.2.1. Deskripsi Terjadinya Gempa ................................................ 10
2.3 Jenis-jenis Gempa... ............................................................................ 12
2.3.1. Gempa bumi berdasarkan sumber terjadinya ....................... 12
2.3.2. Gempa bumi berdasarkan kedalaman sumber gempa...........
2.3.3. Gempa bumi berdasarkan tipenya.........................................
2.3.4. Parameter sumber gempa.......................................................
13
13
14
vi
2.4 Gelombang Seismik ............................................................................
2.4.1. Gelombang Permukaan.........................................................
15
16
2.5 Mekanisme Sumber Gempa Bumi ...................................................... 16
2.5.1. Sesar Bumi dan Orientasinya .............................................. 17
2.5.2. Deskripsi Matematis Bidang Sesar dan Kemiringan............. 21
2.5.3. Teori Pegas Elastis.................................................................
2.5.4. Penentuan Mekanisme Sumber Gempa Bumi menggunakan
Polaritas Gerakan Pertama Gelombang P..............................
2.5.5. Model Kopel tunggal dan Kopel Ganda................................
22
24
26
2.6 Bola Fokus dan Diagram Mekanisme Pusat Gempa............................
2.6.1 Diagram Mekanisme Pusat empa Bumi.................................
29
33
2.7 Pola Tektonik Daerah Sumatera Kepulauan........................................ 38
2.8 Tsunami............................................................................................... 43
BAB III METODE PENELITIAN
3.1. Waktu dan Tempat Penelitian ........................................................... 49
3.2. Alat dan Bahan .................................................................................. 49
3.3. Pengolahan dan Analisa Data............................................................ 50
3.3.1. Pemodelan Tsunami ............................................................ 52
3.4. Tahapan Penelitian ............................................................................. 53
BAB IV HASIL DAN PEMBAHASAN
4.1. Mekanisme Pusat Gempa Utama........................................................ 48
4.2. Perbandingan Mekanisme Sumber Gempa dengan penelitian dari
BMKG dan USGS…………………………………………………...
58
4.3. Model Tsunami................................................................................... 61
4.4. Observasi Tsunami…………………………………………………. 63
BAB V KESIMPULAN DAN SARAN
vii
5.1. Kesimpulan ........................................................................................ 66
5.2. Saran .................................................................................................. 67
DAFTAR PUSTAKA ................................................................................................... 68
viii
DAFTAR GAMBAR
Gambar 1.1 Peta Lokasi Episenter Gempa Mentawai Sumatera Barat..................... 9
Gambar 2.1 Batas-batas Lempeng Tektonik............................................................. 15
Gambar 2.2 Gelombang P dan Gelombang S............................................................ 16
Gambar 2.3 Sesar Naik (Thrust Fault)...................................................................... 19
Gambar 2.4 Sesar Turun (Normal Fault).................................................................. 19
Gambar 2.5 Sesar Mendatar (Strike Slip Fault)........................................................ 20
Gambar 2.6 Kombinasi Sesar (Oblique Fault).......................................................... 20
Gambar 2.7 Diagram Bola Fokal (Equal Area Projection)....................................... 24
Gambar 2.8 Teori Elastis Proses Terjadinya....................................................... 23
Gambar 2.9 Pola Radasi Kopel Tunggal................................................................. 25
Gambar 2.10 Pola Radiasi Kopel Ganda..................................................................... 25
Gambar 2.11 Bola Fokus Bumi................................................................................... 26
Gambar 2.12 Kopel Tunggal....................................................................................... 26
Gambar 2.13 Metode Kopel Tunggal.......................................................................... 27
Gambar 2.14 Pola Radiasi Gerakan Pertama Kopel Tunggal dan Kopel Ganda...... 28
Gambar 2.15 Bola Pusat gempa yang menggambarkan hiposenter............................ 31
Gambar 2.16 Proyeksi Bola Pusat Gempa ke Bidang Ekuatorial............................... 32
Gambar 2.17 Gerakan awal Gelombang P dipengaruhi Gaya Kompresi dan
Dilatasi………………………………………………………………... 32
Gambar 2.18 Orthogonal dua bidang nodal................................................................ 34
Gambar 2.19 Kertas Proyeksi Luasan Sama............................................................... 34
Gambar 2.20 Pengukuran Sudut Strike dan Dip pada Diagram dan Penampang....... 35
Gambar 2.21 Penentuan Sumbu P dan T dari Kutub pada Garis Nodal..................... 36
Gambar 2.22 Penentuan Sudut Rake pada Reverse Fault dan Normal ...................... 38
Gambar 2.23 Peta Kedudukan Lempeng di Pulau Sumatera...................................... 42
Gambar 3.4 Tahapan Penelitian................................................................................ 53
Gambar 4.1 Solusi Meaknisme Fokus Gempa Bumi Mentawai............................... 56
ix
Gambar 4.2 Mekanisme Fokus pada Gempa Bumi Utama Mentawai oleh BMKG. 59
Gambar 4.3 Proyeksi Bola USGS............................................................................. 60
Gambar 4.4 Perbandingan Hasil Analisis Gempa Bumi Utama dengan Instansi
Lain…………………………………………………………………… 61
Gambar 4.5 Model Sumber Tsunami Akibat Gempa Bumi Mentawai..................... 62
Gambar 4.6 Tampilan Sumber Gempa Pembangkit Tsunami secara 3 Dimensi…. 63
Gambar 4.7 Rekaman Tsunami di Dua Stasiun PADA Gauge di dapat dari
Jaringan GTS + 0,2 m............................................................................ 64
Gambar 4.8 Rekaman Tide Gauge pada Stasiun Padang + 20 cm. Stasiun Seblat
dan Stasiun E......................................................................................... 65
x
DAFTAR TABEL
Tabel 2.1 Magnitude Tsunami............................................................................... 45
Tabel 2.2
Tabel 4.1
Data Kecepatan Tsunami……………………………………………...
Hasil Keluaran Azmtak………………………………………………..
47
55
1
BAB I
PENDAHULUAN
1.1 Latar Belakang
Wilayah Indonesia merupakan daerah tektonik aktif yang disebabkan oleh
pertemuan tiga lempeng tektonik utama dunia yang senantiasa bergerak, yaitu
lempeng Eurasia yang bergerak ke arah tenggara, lempeng Indo-Australia ke arah
utara, lempeng Pasifik ke arah barat. Selain itu masih ada lempeng mikro Filipina
yang bergerak kearah selatan di sebelah utara Sulawesi. Oleh karena itu tidak
mengherankan bila wilayah Kepulauan Indonesia menjadi wilayah yang rawan gempa
bumi tektonik.
Wilayah Provinsi Sumatera Barat yang terletak di bagian barat Pulau
Sumatera merupakan bagian dari Lempeng Eurasia yang bergerak sangat lambat dan
relatif ke arah tenggara dengan kecepatan sekitar 0,4 cm/tahun. Relatif berada di
bagian barat provinsi ini, terdapat interaksi antara Lempeng Eurasia dan Lempeng
Samudera Hindia yang bergerak relatif ke arah utara dengan kecepatan mencapai 7
cm/tahun. Interaksi ini menghasilkan pola penunjaman atau subduksi menyudut
(oblique), yang diperkirakan telah terbentuk sejak Jaman Kapur dan masih terus
berlangsung hingga kini. Selain subduksi, interaksi kedua lempeng ini juga
menghasilkan pola struktur utama Sumatera, yang dikenal sebagai Zona Sesar
Sumatera dan Zona Sesar Mentawai.
1
2
Gempa tektonik berkekuatan 7,2 SR, terjadi di Kepulauan Mentawai pada
koordinat 3.61 LS – 99.93 BT pada kedalaman sekitar 10 km. Gempa terjadi pada
tanggal 25 oktober 2010 pada pukul 21.42, sekitar 150 mil (240 km) sebelah barat
Bengkulu dekat dengan Kepulauan Mentawai. Akibat Gempa tersebut telah muncul
gelombang air laut yang mencapai ketinggian 3 meter, meluap hingga sejauh 400
meter ke daratan dan berangsur surut sekitar pukul 03.00 WIB. Gempa susulan terjadi
beberapa kali dan terakhir tercatat terjadi pada tanggal 26 Oktober 2010 pukul 18.33
WIB pada koordinat 2.59 LS - 99.65 BT berkekuatan 5,4 SR berlokasi 42 km selatan
Sipura Mentawai, Sumbar, dengan kedalaman 13 km.
Badan Meteorologi, Klimatologi, dan Geofisika (BMKG) mengeluarkan
peringatan tsunami. Peringatan kemungkinan tsunami disampaikan, tetapi kemudian
dicabut setelah kemungkinan ancaman tsunami berlalu. Juru bicara BMKG
menyatakan, gempa bumi dirasakan di kota-kota terdekat, tapi tidak ada kerusakan
maupun korban jiwa yang dilaporkan. Namun, setelah peringatan dari BMKG dicabut,
Tsunami terjadi setinggi 3-10 meter dan setidaknya 77 desa hancur.
Gempa bumi di wilayah ini tidak hanya bersumber dari aktivitas zona
subduksi, tetapi juga dari sistem sesar aktif di sepanjang Pulau Sumatera. Hal ini akan
dapat diketahui dengan pasti setelah menganalisis mekanisme sumber gempa. Dalam
ilmu geofisika, gambaran mengenai mekanisme gempa bumi penting untuk dipelajari.
Berbagai cara telah di lakukan oleh para ahli untuk mempelajari mekanisme sumber
gempa dan diperlukan waktu yang cukup lama untuk menganalisis mekanisme
sumber gempa.
3
Mekanisme sumber gempa (focal mechanism) merupakan metode yang
digunakan untuk menentukan jenis sesar dengan cara menentukan parameter sesar
yang terjadi berupa penentuan nilai strike (jurus), dip dan rake. Sehingga akan
didapatkan gambaran tentang medan stress disekitar sumber gempa[1]
. Penentuan
mekanisme sumber gempa dapat ditentukan dengan beberapa cara, diantaranya
dengan menggunakan kombinasi gelombang P dan gelombang S, data awal arah
gelombang P, dengan menggunakan bentuk gelombang dan lain sebagainya.
Penentuan mekanisme dengan metode ini terkadang memberikan hasil yang tidak
sesuai dengan data-data lapangan yang telah ada.
Salah satu penyebab baik buruknya hasil mekanisme fokus dengan
menggunakan metode polaritas gelombang P ini adalah ketepatan penentuan awal
arah gerakan pertama gelombang P. Penentuan polaritas gelombang P yang selama
ini dilakukan dengan menggunakan data-data analog merupakan salah satu penyebab
kurang akuratnya metode ini. Kendala tersebut dapat ditanggulangi dengan hadirnya
sistem digital pencatat gempa bumi di Indonesia yang memberikan hasil digit gempa
bumi yang terjadi. Dengan menggunakan seismogram digital maka kesalahan
penentuan awal arah gerakan pertama gelombang P dapat dihindari[2] .
Kondisi geografis Kepulauan Mentawai sangat rawan bencana. Di perairan
sekitar Mentawai terdapat daerah aktif seismik, yakni patahan Mentawai, yang
merupakan lokasi titik pertemuan lempeng Hindia dan lempeng Euroasia. Artinya,
potensi berulangnya gempa dan tsunami besar di masa depan masih sangat
mungkin.Wilayah Kepulauan Mentawai sebagian besar terdiri dari hutan, penduduk
4
di wilayah tersebut masih sedikit dan pola berfikirnya masih rendah. Dengan
demikian perlu dilakukan penelitian tentang analisa gempa bumi di daerah Mentawai.
1.2 Perumusan Masalah
Berdasarkan uraian pada latar belakang dapat dirumuskan masalah sebagai
berikut :
1. Bagaimana mengetahui cara penentuan mekanisme sumber gempa dengan
menggunakan data arah gerakan awal gelombang P di Kepulauan
Mentawai?
2. Bagaimana mengetahui cara penentuan parameter-parameter bidang sesar
dengan menggunakan data arah gerakan awal gelombang P di Kepulauan
Mentawai?
3. Bagaimana mengetahui adanya potensi tsunami?
1.3 Pembatasan Masalah
Penelitian ini dilakukan dengan membatasi permasalahan pada :
1. Data yang digunakan untuk menganalisis sumber mekanisme gempa bumi
adalah data sekunder gempa bumi Kepulauan Mentawai 25 0ktober 2010
dengan parameter sebagai berikut :
a. Origin time : 21:42:20 WIB.
b. Lokasi : 3.61 LS – 99.93 BT.
5
c. Kedalaman : 10 km 30 km Barat Daya Pagai Selatan, Mentawai
Sumatera Barat.
d. Kekuatan : 7,2 SR.
Gambar 1.1 Peta lokasi epicenter gempa mentawai Sumatera barat.
2. Metode yang digunakan untuk menganalisis sumber gempa bumi adalah
dengan penentuan polaritas awal gelombang P dengan memakai software
focal yang terdiri dari Azmtak, PinV dan Pman. Kemudian membuat model
tsunami dari parameter mekanisme sumber dengan software winITDB.
1.4 Tujuan Penelitian
Tujuan dari penelitian tugas akhir ini adalah :
1. Mengetahui mekanisme sumber gempa dengan menggunakan data arah
gerakan awal gelombang P.
6
2. Mengetahui penentuan parameter-parameter bidang sesar dengan
menggunakan data arah gerakan awal gelombang P.
3. Mengetahui adanya potensi tsunami dan membuat pemodelan Tsunami.
1.5 Manfaat Penelitian
Manfaat dari penelitian tugas akhir ini adalah:
1. Mengetahui dan mengerti cara penentuan mekanisme fokus gempa beserta
parameter dan pola bidang sesar gempabumi.
2. Mitigasi terhadap ancaman gempabumi di wilayah Kepulauan Mentawai dan
Memberikan informasi sebagai bahan pertimbangan dan penelitian lebih
lanjut.
3. Sebagai rujukan dalam perencanaan pembangunan daerah di wilayah
Kepulauan Mentawai.
1.6 Sistematika Penulisan
Sistematika penulisan skripsi ini adalah sebagai berikut :
BAB I PENDAHULUAN
Bab ini berisi tentang latar belakang, perumusan masalah, batasan
masalah, tujuan penelitian dan sistematika penelitian.
BAB II LANDASAN TEORI
Bab ini menjelaskan teori dasar yang menunjang pembahasan atau
interpretasi data yang di dapat dari lapangan.
7
BAB III METODE PENELITIAN
Bab ini menjelaskan tentang Waktu dan Tempat penelitian, alat dan
bahan yang digunakan dalam penelitian, Prosedur pengambilan data
dan pengolahan data.
BAB IV HASIL DAN PEMBAHASAN
Bab ini menjelaskan hasil pengolahan data, analisis mekanisme
sumber gempa bumi utama, model tsunami dan pembahasan
interpretasi data.
BAB V KESIMPULAN DAN SARAN
Bab ini menjelaskan kesimpulan dari hasil-hasil penelitian dan saran
untuk penelitian selanjutnya.
8
BAB II
DASAR TEORI
2.1 Teori Tektonika Lempeng
Teori Tektonika Lempeng adalah teori dalam bidang geologi yang
dikembangkan untuk memberi penjelasan terhadap adanya bukti-bukti pergerakan
skala besar yang dilakukan oleh litosfer Bumi. Teori ini menggantikan Teori
Pergeseran Benua yang lebih dahulu dikemukakan pada paruh pertama abad ke-20.
Bagian terluar dari interior Bumi terbentuk dari dua lapisan. Lebih dalam lagi di
bagian atas terdapat litosfer yang terdiri atas kerak, dan bagian teratas adalah mantel
Bumi yang kaku dan padat. Di bawah lapisan litosfer terdapat astenosfer yang
berbentuk padat, bagian mantel di bawah astenosfer sifatnya lebih kaku lagi. Lapisan
litosfer dibagi menjadi lempeng-lempeng tektonik.
Di bumi terdapat tujuh lempeng utama dan lempeng-lempeng lebih kecil
lainnya. Lempeng-lempeng litosfer ini menumpang di atas astenosfer. Lempeng-
lempeng tersebut bergerak relatif, satu dengan yang lainnya di batas-batas lempeng.
Berdasarkan pergerakan lempeng tektonik, batas lempeng dibedakan menjadi
tiga macam, yaitu divergen (menjauh), konvergen (bertumbukan) dan transform
(menyamping).
8
Gambar 2.1
1. Batas divergen/konstruktif
dua lempeng bergerak menjauh satu
zona pemekaran (
punggungan dan berkembang menjadi lithosfer baru. Hal ini disebut sebagai
batas konstruktif. Sepanjang batas ini, gaya yang dominan bekerja adalah
gaya tarikan sehingga gempa bumi yang terjadi umumnya gempa
turun.
2. Batas konvergen
menyebabkan tumbukan dimana
penunjaman (menyusup) ke bawah lempeng yan
Daerah penunjaman lempeng membentuk suatu palung yang dalam, yang
biasanya merupakan jalur gempa bumi yang kuat. Dalam pergerakan lempeng
ini, lempeng bergerak hanya beberapa sentimeter setiap tahun, sehingga
Gambar 2.1 Batas-batas lempeng tektonik (divergen, konvergen, dan
transform)
divergen/konstruktif (divergent/constructive boundaries
dua lempeng bergerak menjauh satu sama lain. Batas ini dikenal juga sebagai
zona pemekaran (spreading). Magma dari astenosfer naik membentuk
punggungan dan berkembang menjadi lithosfer baru. Hal ini disebut sebagai
batas konstruktif. Sepanjang batas ini, gaya yang dominan bekerja adalah
aya tarikan sehingga gempa bumi yang terjadi umumnya gempa
konvergen ialah batas lempeng-lempeng yang saling mendekat da
menyebabkan tumbukan dimana salah satu dari lempeng akan mengalami
penunjaman (menyusup) ke bawah lempeng yang lain masuk ke selubung.
Daerah penunjaman lempeng membentuk suatu palung yang dalam, yang
biasanya merupakan jalur gempa bumi yang kuat. Dalam pergerakan lempeng
ini, lempeng bergerak hanya beberapa sentimeter setiap tahun, sehingga
9
divergen, konvergen, dan
divergent/constructive boundaries) terjadi ketika
sama lain. Batas ini dikenal juga sebagai
). Magma dari astenosfer naik membentuk
punggungan dan berkembang menjadi lithosfer baru. Hal ini disebut sebagai
batas konstruktif. Sepanjang batas ini, gaya yang dominan bekerja adalah
aya tarikan sehingga gempa bumi yang terjadi umumnya gempa-gempa sesar
lempeng yang saling mendekat dan
salah satu dari lempeng akan mengalami
g lain masuk ke selubung.
Daerah penunjaman lempeng membentuk suatu palung yang dalam, yang
biasanya merupakan jalur gempa bumi yang kuat. Dalam pergerakan lempeng
ini, lempeng bergerak hanya beberapa sentimeter setiap tahun, sehingga
10
benturan yang terjadi sangatlah lambat dan berlangsung selama berjuta-juta
tahun.
3. Batas transform (transform boundaries) terjadi jika lempeng bergerak dan
mengalami gesekan satu sama lain secara menyamping di sepanjang sesar
transform (transform fault). Gerakan relatif kedua lempeng bisa sinistral (ke
kiri di sisi yang berlawanan dengan pengamat) ataupun dekstral (ke kanan di
sisi yang berlawanan dengan pengamat). Contoh sesar jenis ini adalah Sesar
San Andreas di California.
2.2 Gempa Bumi
Gempa bumi adalah gerakan asli dari bumi yang bersumber di dalam bumi
yang merambat melalui permukaan bumi dan menembus ke dalam bumi. Gempa
bumi biasanya disebabkan oleh pergerakan kerak bumi (lempeng bumi). Teori yang
menjelaskan terjadinya gempa bumi dikenal dengan nama “Elastic Rebound
Theory”. Menurut teori ini gempa bumi terjadi pada daerah atau area yang
mengalami deformasi. Energi yang tersimpan dalam deformasi ini berbentuk elastic
strain akan terakumulasi sampai daya dukung batuan mencapai batas maksimum,
hingga menimbulkan rekahan atau patahan.
2.2.1 Deskripsi Terjadinya Gempa Bumi
Mekanisme terjadinya suatu gempa bumi di dalam perut bumi sering
dikaitkan dengan kombinasi gaya atau stress yang bekerja pada suatu batuan.
11
Kombinasi stress, kompresi (tekanan kedalam) dan dilatasi (tarikan keluar), yang
menyebabkan terjadinya suatu gempa bumi dapat dimodelkan dengan mempelajari
polarisasi gelombang gempa bumi yang terekam pada komponen vertikal.
Model idealisasi dari mekanisme terjadinya suatu gempa bumi dalam
seismologi disebut dengan mekanisme fokus (focal mechanism). Melalui data
seismogram bisa didapatkan banyak informasi gempa bumi sehingga diketahui
parameter gempa bumi seperti : magnitude, kedalaman, lokasi, waktu asal
gempabumi, termasuk juga mekanisme fokus. Dengan menganalisis mekanime fokus,
kita bisa menganalisis sistem gaya-gaya tektonik yang bekerja pada suatu daerah[3].
Jika terdapat dua buah gaya yang bekerja dengan arah berlawanan pada
batuan kulit bumi, batuan tersebut akan terdeformasi, karena batuan mempunyai sifat
elastis. Bila gaya yang bekerja pada batuan dalam waktu yang lama dan terus
menerus, maka daya dukung batuan akan mencapai batas maksimum dan akan mulai
terjadi pergeseran. Akibatnya batuan akan mengalami patahan secara tiba-tiba
sepanjang bidang fault. Kemudian batuan akan stabil, tetapi sudah mengalami
perubahan bentuk atau posisi. Pada saat batuan mengalami gerakan yang tiba-tiba,
energi stress yang tersimpan akan dilepaskan dalam bentuk getaran yang dikenal
sebagai gempa bumi.
Garis vertikal merupakan garis imajiner yang menunjukan posisi batuan
sebelum dan sesudah daya dukung batuan terlampaui. Garis horizontal pada akhir
proses deformasi merupakan bidang sesar.
12
2.3 Jenis-Jenis Gempa
Gempa bumi dapat dibedakan menjadi beberapa jenis berdasarkan sumber
terjadinya, berdasarkan kedalaman sumber gempa, dan berdasarkan tipenya.
2.3.1 Gempa Bumi Berdasarkan Sumber Terjadinya Gempa Bumi.
Proses terjadinya gempa bumi dapat dilihat dari penyebab utama terjadinya
gempa bumi. Ada 5 (lima) jenis gempa bumi yang dapat dibedakan menurut
terjadinya, yaitu :
1. Gempa bumi tektonik adalah gempa bumi yang disebabkan oleh adanya
aktivitas tektonik, yaitu pergeseran antara lempeng-lempeng tektonik secara
mendadak yang mempunyai kekuatan dari yang sangat kecil hingga yang
besar.
2. Gempa bumi vulkanik adalah gempa bumi yang terjadi akibat adanya aktivitas
magma, yang biasa terjadi sebelum gunung api meletus.
3. Gempa bumi runtuhan adalah gempa bumi yang terjadi karena adanya
runtuhan tanah atau batuan pada daerah longsor.
4. Gempa jatuhan adalah gempa bumi yang terjadi akibat adanya runtuhan
meteor ke bumi yang mengakibatkan terjadinya getaran bumi.
5. Gempa bumi buatan adalah gempa bumi yang sengaja dibuat oleh manusia.
13
2.3.2 Gempa Bumi Berdasarkan Kedalaman Sumber Gempa Bumi
Kedalaman sumber gempa bumi adalah jarak dari titik fokus gempa bumi
(hiposenter) dengan permukaan di atas fokus (episenter). Berdasarkan kedalamannya
gempa bumi dibedakan menjadi tiga yaitu:
1. Gempa bumi dangkal (kedalaman antara 0-60 km).
Gempa bumi dangkal menimbulkan efek goncangan yang lebih besar
dibandingkan dengan gempa bumi dalam, karena letak focus lebih dekat
dengan permukaan.
2. Gempa bumi menengah (kedalaman antara 61-300 km).
Gempa bumi menengah terletak pada kedalaman di bawah kerak bumi,
sehingga digolongkan sebagai gempa bumi yang tidak berasosiasi dengan
penampakan retakan atau patahan dipermukaan, namun gempa bumi ini masih
dapat diperkirakan mekanisme terjadinya.
3. Gempa bumi dalam (kedalaman >300 km).
Gempa bumi ini relatife sering terjadi, tetapi karena berada pada kedalaman
lebih dari 300 km getarannya tidak dapat dirasakan oleh manusia.
2.3.3 Gempa Bumi Berdasarkan Tipenya
1. Tipe I : Jenis gempa ini terjadi gempa bumi utama dan diikuti oleh
gempa susulan tanpa ada gempa pendahuluan.
2. Tipe II : Jenis gempa ini terjadi gempa bumi utama dan diawali
14
dengan gempa pendahuluan dan serta di ikuti oleh gempa susulan yang cukup
banyak.
3. Tipe III : Pada jenis gempa ini tidak terjadi gempa utama. Magnitude
dan jumlah gempa bumi yang terjadi besar pada periode awal dan berkurang
pada periode akhir. Biasanya berlangsung cukup lama bisa mencapai tiga
bulan. Gempa ini biasanya terjadi pada daerah vulkanik.
2.3.4 Parameter Sumber Gempa
Parameter sumber gempa antara lain:
a. Waktu terjadinya gempa (origin time) adalah waktu terlepasnya akumulasi
tekanan (stress) yang berbentuk penjalaran gelombang gempa bumi.
b. Hiposenter yaitu lokasi terjadinya gempa bumi (pusat gempa bumi).
c. Episenter yaitu proyeksi hiposenter ke permukaan bumi (lintang,bujur).
d. Magnitudo (kekuatan gempa bumi) yaitu ukuran energi yang di pancarkan
oleh sumber gempa bumi, biasanya dinyatakan dalam skala richter (SR).
e. Intensitas yaitu skala dampak kerusakan yang dialami di permukaan bumi,
akibat gempa bumi, biasanya dinyatakan dalam skala MMI (Modified
Mercally Intencity) dengan skala terendah I dan tertinggi VII.
15
2.4 Gelombang Seismik
Gelombang Seismik adalah getaran kerak bumi yang diakibatkan adanya
gangguan pada salah satu lapisan bumi sehingga menyebabkan getaran. Getaran yang
mencapai permukaan bumi pada umumnya menyebabkan pergerakan keberbagai arah,
pergerakan tersebut di kenal dengan gempa bumi. Berdasarkan perambatannya
gelombang badan dibedakan menjadi dua jenis yaitu:
1. Gelombang Primer (gelombang P)
Gelombang P merupakan gelombang longitudinal dimana pergerakan partikel
medium yang dilewati searah dengan penjalaran gelombangnya. Gelombang P dapat
menjalar dalam segala medium baik padat, cair, dan gas. Gelombang P mempunyai
kecepatan paling tinggi diantara gelombang lainnya dan tiba paling awal tercatat
dalam seismogram.
2. Gelombang Sekunder (Gelombang S)
Gelombang S merupakan Gelombang transversal dimana arah pergerakan
partikelnya tegak lurus terhadap arah penjalaran gelombangnya. Gelombang S hanya
dapat menjalar pada medium padat. Gelombang S tiba pada urutan kedua setelah
gelombang P. Gelombang ini dapat dipecah menjadi dua komponen yaitu :
a. Gelombang SV adalah gelombang S yang gerakan partikelnya terpolaritasi
pada bidang vertikal.
b. Gelombang SH adalah gelombang S yang gerakan partikelnya terpolaritasi
pada bidang horizontal.
16
Gambar 2.2 Gelombang P dan gelombang S
2.4.1 Gelombang Permukaan
Gelombang permukaan adalah gelombang yang menjalar melalui permukaan
bumi. Gelombang ini dibagi menjadi dua jenis yaitu:
1. Gelombang Rayleigh (R) adalah gelombang permukaan yang gerakan partikel
mediumnya merupakan kombinasi gerakan partikel.
2. Gelombang Love (L) adalah gelombang permukaan yang menjalar dalam
bentuk gelombang transversal. Gerakan partikel akibat penjalaran gelombang
love mirip dengan gelombang SH.
2.5 Mekanisme Sumber Gempa Bumi
Mekanisme sumber gempa atau focal mechanism adalah istilah yang
digunakan untuk menerangkan sifat penjalaran energi gempa bumi yang berpusat
pada hiposenter atau fokus gempa bumi. Sesar sering dianggap sebagai mekanisme
penjalaran energi gelombang elastis pada fokus tersebut, sehingga dengan
17
memperoleh arah gerakan sesar dan arah bidang sesar untuk suatu gempa bumi
diperoleh solusi mekanisme sumber gempa bumi.
2.5.1 Sesar Bumi (Earth Fault) dan Orientasinya
Sesar adalah celah pada kerak bumi yang berada pada perbatasan antara dua
lempeng tektonik. Gempa bumi sangat dipengaruhi oleh pergerakan batuan dan
lempeng pada sesar ini. Terdapat tiga jenis sesar penyebab gempa bumi, yaitu sesar
turun, sesar naik, dan sesar geser. Selain ketiga jenis sesar tersebut, dikenal pula sesar
yang merupakan kombinasi antara sesar mendatar dan sesar naik/turun yang disebut
oblique fault[4]
.
Bila batuan yang menumpu merosot ke bawah akibat batuan penumpu
dikedua sisinya bergerak saling menjauh, sesarnya dinamakan sesar normal (normal
fault). Bila batuan yang menumpu terangkat ke atas akibat batuan penumpu dikedua
sisinya bergerak saling mendorong, sesarnya dinamakan sesar terbalik (reverse fault).
Bila kedua batuan pada sesar bergerak saling bergeser horizontal, sesarnya
dinamakan sesar geseran-jurus (strike-slip fault).
Orientasi bidang patahan ditentukan oleh parameter bidang patahan yang
terdiri dari strike, dip, dan rake.
1. Strike (Φ) adalah sudut yang dibentuk oleh jurus sesar dengan arah utara.
Strike diukur dari arah utara kearah timur searah dengan jarum jam hingga
jurus patahan (0o ≤ Φ ≤ 360
o).
18
2. Dip (δ) adalah sudut yang dibentuk oleh bidang sesar dengan bidang
horizontal dan diukur pada bidang vertical dengan arahnya tegak lurus
jurus patahan (0o ≤ δ ≤ 360
o).
3. Rake (λ) adalah sudut yang dibentuk arah slip dan jurus patahan. Rake
berharga positif pada patahan naik (thrust fault) dan negatif pada patahan
turun (Normal Fault) (-180o ≤ λ ≤ 180
o).
Arah pergerakan sesar secara umum dapat dibedakan menjadi 3 jenis yaitu:
1. Dip Slip Movement yaitu pergerakan sesar terjadi dalam arah sejajar
dengan sudut kemiringan sesar. Pergerakan yang dominan adalah arah
vertikal.
2. Strike slip Movement yaitu pergerakan dasar terjadi dalam arah sejajar
dengan sudut strike sesar. Pergerakan yang dominan adalah arah
horizontal.
3. Kombinasi antara dip slip movement dengan strike slip movement.
Jika parameter-parameter strike,dip, dan rake diketahui maka dapat ditentukan
jenis sesarnya. Berdasarkan genetisnya atau gaya yang bekerja padanya[5], sesar
dibagi menjadi :
1. Sesar naik (reserve fault atau thrust fault) yaitu bila hanging wall pada sesar
tersebut relative naik terhadap foot wall. Parameter jenis ini akan memenuhi
nilai δ ≠ 0 atau δ ≠ π/2, serta nilai λ terletak pada rentang (π,0).
19
Gambar 2.3 Sesar naik (thrust fault)
2. Sesar turun (normal fault) yaitu sesar dimana hanging wall pada sesar tersebut
relatif turun terhadap foot wall. Parametr jenis ini akan memenuhi nilai δ ≠ 0
atau δ ≠ π/2, serta nilai λ terletak pada rentang (-π,0).
Gambar 2.4 Sesar turun (normal fault)
3. Sesar mendatar (strike slip fault) yaitusesar dengan arah gerakan bergerak
mendatar relative satu sama lain. Parameter jenis ini akan memenuhi nilai δ =
π/2, serta nilai λ = 0 atau λ= π/2, sesar dibagi atas :
- Strike slip left lateral fault (sinistral strike slip fault), bila hanging wall
bergerak kekiri dan nilai λ = 0.
- Right lateral strike slip fault (dextral strike slip fault), bila bergerak ke
kanan dan nilai λ = π =180o.
20
Gambar 2.5 Sesar Mendatar (strike slip fault)
4. Gerakan kombinasi antara sesar mendatar dengan sesar naik atau turun disebut
oblique fault,
Gambar 2.6 Kombinasi sesar (oblique fault)
Dari diagram bola vokal dengan menggunakan proyeksi luasan sama (equal
area projection), dapat dibaca orientasi bidang nodal yaitu strike,dip dan rake/slip.
Hal penting untuk menentukan orientasi diagram tersebut adalah salah satu dari
bidang nodal harus menjadi arah sesar gempa[6]
.
21
Gambar 2.7 Diagram bola vokal (equal area projection)
2.5.2 Deskripsi Matematis Bidang Sesar dan Kemiringan (Slip Vektor)
Gambar 2.8 Orientasi bidang sesar yang terdiri dari strike, dip, dan rake
22
Bidang sesar dan kemiringan (slip vektor) dapat dideskripsikan secara
matematis dengan ilustrasi bidang sesar berikut :
ņ = - Ň sin δ sin Φs + Ε sin δ cos Φs - D cos δ………………………………… (2.1)
Nilai jurus ( strike ) pada gambar adalah :
c = Ň cos Φs + Ε sin Φs……………………………………………………………(2.2)
Sedangkan e adalah vektor bidang vertikal antara dua bidang sesar yang saling
berpotongan terletak pada :
e = n x c = Ň cos δ sin Φs - Ε cos δ cos Φs - D sin δ …………………………... (2.3)
Vektor e dan c merupakan bidang sesar yang saling tegak lurus, sehingga nilai sudut
rake ditentukan dengan :
d = c cos λ + e sin λ…………………………………………………………….. (2.4)
Dari persamaan (2.1,2.2,2.3,2.4) akan didapatkan nilai vektor kemiringan (slip) antara
dua bidang sesar yang saling tegak lurus adalah :
d = Ň (cos λ cos Φs + sin λ cos δ sin Φs) + Ε (cos λ sin Φs - sin λ cos δ cosΦs ) – D
sin λ sin δ ………………………………………………………………………….(2.5)
2.5.3 Teori Bingkai Elastis
Teori yang menjelaskan mekanisme terjadinya gempa bumi akibat pensesaran
adalah teori bingkai elastis (ellastic rebound theory). Konsep teori ini menyatakan
bahwa gempa bumi terjadi akibat proses pensesaran di dalam kerak bumi akibat
pelepasan mendadak dari strain elastik yang melampaui kekuatan batuan. Strain
23
elastik ini terakumulasi apabila batuan mengalami deformasi yang terus menerus dan
semakin besar. Apabila sesar terjadi, bagian yang berseberangan dengan sesar
meloncat ke posisi kesetimbangan yang baru, dan energi yang dilepaskan akan
berbentuk getaran gelombang elastis yang menjalar dalam bumi dan dirasakan
sebagai gempa bumi.
Gambar 2.8 Teori elastis proses terjadinya gempa.
Garis merah vertikal menunjukan pecahan atau sesar pada bagian bumi yang
padat. Pada gambar satu menunjukan suatu lapisan yang belum mengalami
peregangan. Karena di dalam bumi terjadi gerakan yang terus-menerus, maka akan
terdapat stress yang lama kelamaan akan terakumulasi dan mampu merubah bentuk
geologi dari lapisan batuan.
Pada gambar dua menunjukan suatu lapisan batuan telah mendapat dan
mengandung stress dimana telah terjadi perubahan bentuk geologi. Proses ini berjalan
terus sampai stress yang terjadi di daerah ini cukup besar. Karena lapisan batuan
sudah tidak mampu lagi untuk menahan stress, maka akan terjadi suatu pergerakan
yang tiba-tiba sehingga terjadi patahan yang disebut dengan gempa bumi. Pada
24
gambar tiga menunjukan lapisan batuan yang sudah patah karena terjadi gempa bumi.
2.5.4 Penentuan Mekanisme Sumber Gempa Bumi Menggunakan Polaritas
Gerakan Pertama Gelombang P
Suetsugu (1995) menyatakan bahwa mekanisme sumber gempa merupakan
metode peninjauan bidang sesar yang meliputi strike, dip, rake dan slip. Mekanisme
sumber gempa bumi dapat ditentukan dengan beberapa cara, yaitu dengan
menggunakan polaritas gerakan pertama gelombang P (longitudinal).
Polaritas gerakan pertama gelombang P menggambarkan dua kutub yang
berlawanan yaitu kutub kompresi (arah gerakan naik) dan dilatasi (arah gerakan
turun) tergantung pada arah gerakan tersebut menjauhi atau mendekati hiposenter.
Arah gerakan pertama gelombang P tersebut dapat dilihat pada seismogram dari
masing-masing stasiun seismograf. Secara sistematis polarisasi gerakan tersebut
ditentukan oleh azimuth dan jarak dari hiposenter ke stasiun seismograf.
Arah gerakan pertama impuls dari gelombang P inilah yang kemudian diamati
untuk mempelajari fokal mekanisme. Hal ini dapat disebabkan karena gelombang P
yang paling jelas pembacaannya. Alat yang digunakan pada umumnya ialah
seismograf tipe vertikal sehingga pembacaan gelombang S menjadi sulit. Selain
untuk menentukan gerakan awal gempa dan studi solusi bidang sesar, metode ini
penting untuk menentukan gerakan dari plate tektonik dan penting untuk menentukan
gerakan relative dari Lithosfer.
25
Solusi untuk menentukan arah dan orientasi menyebabkan terjadinya bidang
sesar yang disebut sebagai ”fault plane solution” Ada beberapa ketentuan dalam
mempelajari solusi bidang sesar ini yaitu :
a. Arah gerak awal gelombang P harus dianggap sama atau sesuai dengan arah gaya
kopel yang bekerja di sumber gempa. Dalam mekanisme gempa bumi terdapat dua
hipotesa yang berlaku. Pertama adalah teori kopel tunggal yang menyatakan bahwa di
dalam sumber gempa bekerja dua gaya yang sama besar dan berlawanan arahnya dan
berlaku sebagai momen.
Gambar 2.9 Pola radiasi kopel tunggal
Sedangkan teori kopel ganda menyatakan bahwa pada sumber bekerja empat gaya
yang sama besar dan berlaku sebagai pasangan momen gaya yang saling tegak lurus.
Gambar 2.10 pola radiasi kopel ganda
26
b. Fokus harus dianggap berbentuk bola didalam bumi dimana bumi dianggap
homogen. Pada dasarnya solusi bidang sesar adalah mencari dua bidang nodal
orthogonal (orthogonal nodal plane) yang memisahkan gerakan pertama gelombang
dalam kuadran kompresi dan dilatasi pada bola fokusnya.
Gambar 2.11 Bola fokus bumi
2.5.5 Model Kopel Tunggal dan Kopel Ganda
Seorang ahli seismologi H.Nakano yang pertama kali membuat perhitungan
teoritis tentang pola radiasi gelombang dengan anggapan bahwa di dalam sumber
gempa bekerja dua gaya yang berlawanan arah dan sama besar (kopel tunggal) atau
sistem gaya tipe I.
27
Gambar 2.12 Kopel tunggal
Sedangkan P.Byerly membuat metode untuk mengurai arah gerak suatu
sumber sesar yang dianggap pegas elastis. Didapat dari perbedaan awal gelombang P
yang diamati, dengan menggunakan metode kopel tunggal. Metode ini dikembangkan
oleh Hodson untuk menentukan karakteristik bidang sesar gempa.
Gambar 2.13 metode kopel tunggal
Berdasarkan pola radiasi gelombang P, tidak membedakan antara bidang
sesar dan bidang yang tegak lurus bidang sesar (Auxiliary Plane) karena bentuk pola
radiasi simetris, sehingga digunakan radiasi gerak awal gelombang S, karena
memiliki dua lob sehingga dapat dibedakan bidang sesar yang dikehendaki.
Honda (1957) mengusulkan ada 2 tipe gaya yang mungkin untuk sumber
berupa titik (diasumsikan sumber gempa berupa titik) sistem gaya tipe I single couple
(kopel tunggal) dan sistem gaya tipe II double couple (kopel ganda). Sistem gaya tipe
I terdiri dari sepasang gaya dengan arah berlawanan tetapi sejajar dan bergerak
sepanjang sumbu Y. Pergerakan ini ditransmisikan ke permukaan sebagai gelombang
P, menjadi gerakan kompresi (Upward) dan dilatasi (Downward) dari tanah. Sistem
gaya tipe II terdiri dari dua pasang gaya yang masing-masing memiliki besar yang
28
sama dan tegak lurus satu sama lainnya. Gempa bumi pada dasarnya disebabkan oleh
sistem gaya tipe II [7].
Analisa terhadap polaritas pertama gelombang P dapat untuk mengetahui
orientasi sesar gempa, seperti strike, dip dan arah pergerakan sesar, sedangkan
ukuran gempa bumi seperti panjang dan lebar dapat dilakukan dengan menganalisa
amplitudo dan bentuk gelombang seismiknya, perubahan bentuk kerak bumi, serta
distribusi gempa susulan.
Polaritas gelombang P yang dibuat berdasarkan model kopel ganda
mempunyai pola kuadratik yang sama. Amplitudo gerakan awal gelombang P besar
dan positif (+) disekitar sumbu kompresi serta besar dan negatif (–) disekitar sumbu
dilatasi. Amplitudo menjadi nol di sepanjang dua bidang yang memisahkan daerah
dengan polaritas yang berbeda (bidang nodal).
Gambar 2.14 Pola radiasi gerakan pertama a) Kopel Tunggal dan b) Kopel Ganda
Sistem gaya kopel ganda menyatakan sumber gempa bekerja empat gaya
sama besar dan berlawanan arah yang berlaku sebagai sepasang momen gaya yang
29
saling tegak lurus. Gaya ini selanjutnya disebut sebagai sistem gaya type II. Sistem
ini dapat menerangkan posisi gaya yang bekerja pada akhir proses patahnya atau
bergesernya suatu lapisan sesuai teori pegas elastis (Elastic Rebound Theory). Teori
ini dapat juga menerangkan polaritas gelombang P dari tempat gempa bumi alami.
Karakteristik model kopel ganda :
a. Asumsi sumber titik : Dengan asumsi bahwa sumber gempa adalah sebuah
titik. Hal ini cocok apabila jarak hiposenter dan stasiun lebih besar dari
ukuran sesar.
b. Konfigurasi sistem gaya kopel ganda : Model ini mempunyai dua pasang gaya
yang masing-masing mempunyai magnitude yang sama dan berlawanan arah.
c. Ekuivalen sistem gaya kopel ganda dengan dislokasi geser (gerak sesar).
Sistem gaya kopel ganda menghasilkan medan perpindahan yang sama
terhadap sumber gempa seperti yang sama berkenaan dengan dislokasi geser (shear
dislocation) di sepanjang sesar. Salah satu dari dua orientasi kopel ganda merupakan
orientasi dari sesar, sehingga kopel ganda menghasilkan dua orientasi bidang sesar
yang mungkin terjadi.
2.6 Bola Fokus dan Diagram Mekanisme Pusat Gempa Bumi.
Bola fokus merupakan ilustrasi penjalaran gelombang yang berpusat pada
sumber gempa bumi. Bola fokus meliputi penjalaran gelombang seismik yang
menjalar dari sumber gempa bumi sampai ke stasiun penerima.
30
Teknik proyeksi bola fokus menstransformasikan bumi sebenarnya menjadi
homogen. Dasar dari metode ini adalah konsep bola fokus yang diartikan sebagai
lingkaran kutub yang mengelilingi fokus gempa, yang pada permukaannya
ditransformasikan posisi dari stasiun seismik dan pergerakan tanah yang
diasosiasikan dengan kedatangan gelombang P dan S pada stasiun tersebut. Karena
lingkaran itu kecil maka dianggap homogen sehingga penjalaran gelombang dapat
dianggap garis lurus.
Untuk menentukan titik pada suatu bola fokus yang memuat informasi
polaritas gerakan pertama gelombang P (kompresi dan dilatasi) diperlukan koordinat
sudut sinar (i,∆). Koordinat i menyatakan sudut keberangkatan sinar atau disebut
incident angle. Sudut ini diukur dari arah vertikal sampai arah sinar, besarnya sudut i
dapat dihitung dengan persamaan :
Sin i = PV (h) / (R – h).............................................................................................(2.6)
Dimana :
P : Parameter gelombang gempa bumi / waktu kejadian (s).
V (h) : Kecepatan gelombang pada kedalaman h (m/s).
R : Jari-jari bumi (m).
h : Kedalaman sumber gempa (km).
Untuk menggambarkan distribusi polaritas gerakan pertama gelombang P
secara global dapat digunakan prosedur grafik untuk menentukan dua bidang nodal.
Hiposenter diasumsikan sebagai bola dengan radius sangat kecil yang disebut bola
31
fokus gempa bumi (Gambar 2.15). Gelombang gempa bumi mencapai stasiun
seismograf S meninggalkan bola fokus gempa dengan koordinat sudut elevasi i dan
azimuth ∆. Koordinat i menyatakan sudut keberangkatan sinar atau take off, sudut ini
dibentuk dari arah vertikal sampai arah sinar. Sedangkan ∆ menyatakan sudut yang
dibentuk dari episenter searah jarum jam hingga stasiun penerima. S’ ditentukan pada
bola fokus gempa bumi dengan polaritas gelombang P kompresi atau dilatasi yang
diamati di stasiun S. Prosedur ini dilakukan untuk semua stasiun yang merekam
getaran gempa bumi sehingga diperoleh polaritas gelombang P secara global yang
dipancarkan dari hiposenter. Metode ini didasarkan pada kenyataan bahwa polaritas
gerakan pertama gelombang P tidak berubah selama penjalarannya, sehingga
polaritas pada bola pusat gempa bumi masih sama dengan polaritas pada hiposenter.
Gambar 2.15 Bola pusat gempa yang menggambarkan hiposenter.
Bola fokus gempa bumi yang didapatkan dari hasil analisa polaritas gerakan
pertama gelombang P adalah dalam bentuk 3D, sehingga sulit untuk di
32
interpretasikan secara visual. Untuk itu harus diproyeksikan ke dalam bentuk 2D
dengan cara membagi bola fokus gempa bumi menjadi dua bagian yang simetris
memotong hiposenter, yaitu setengah bagian atas dan setengah bagian bawah.
Proyeksi potongan bola pusat gempa bumi bagian bawah berupa diagram mekanisme
sumber gempa bumi 2D.
Gambar 2.16 Proyeksi bola pusat gempa ke bidang equatorial.
Penyelesaian bola fokus diperoleh dari distribusi gerakan kompresi dan
dilatasi di permukaan bumi yang diproyeksikan melalui lintasan yang sama dengan
penjalaran gelombangnya ke permukaan bola fokus. Bola fokus adalah bola satuan
(jari-jari 1 satuan) yang fiktif (diandaikan ada) berpusat pada fokus gempa.
33
Gambar 2.17 Gerakan awal gelombang P dipengaruhi oleh gaya kompresi dan
dilatasi
2.6.1 Diagram Mekanisme Pusat Gempa Bumi
Studi mekanisme pusat gempa bertujuan untuk menentukan model sesar
gempa berdasarkan bidang nodal dari hasil pengamatan polaritas gelombang P yang
dipancarkan oleh hiposenter. Jika stasiun seismograf yang melingkupi pusat gempa
cukup banyak maka dapat dipisahkan antara kelompok stasiun yang merekam
kompresi dan kelompok stasiun yang merekam dilatasi. Kadang-kadang jumlah
stasiun tidak cukup sehingga tidak semua gempa dapat ditentukan solusi mekanisme
pergerakan pusat gempanya.
Sebelum membuat diagram mekanisme sumber gempa bumi perlu dilakukan
terlebih dahulu bagaimana cara menginterpretasikannya. Pada model kopel ganda
radiasi gelombang seismik simetri dengan hiposenter sehingga dapat diproyeksikan
hanya setengah bola fokus gempa bumi. Bola fokus gempa bumi dibelah menjadi dua
(bagian atas dan bawah) oleh bidang horizontal yang melalui hiposenter. Polaritas
data S (kompresi dan dilatasi) pada belahan bola bagian bawah diproyeksikan ke titik
34
pada diagram. Polaritas data pada belahan bola bagian atas simetri dengan data
bagian bawah.
Dua bidang nodal dinyatakan pada diagram sebagai dua garis, karena dua
bidang tersebut tegak lurus satu sama lain maka masing-masing bidang saling
berpotongan melalui pusatnya. Pusat ini merupakan vektor yang saling tegak lurus.
Arah vektor yang menjauhi hiposenter ditandai dengan titik potong antara vektor dan
bola fokus gempa bumi yang dinyatakan titik pada diagram.
Gambar 2.18 Orthogonal dua bidang nodal
Dua garis nodal membagi diagram mekanisme sumber gempa bumi ke dalam
empat kuadran yang memisahkan daerah kompresi dan dilatasi. Dua bidang nodal
tersebut adalah bidang patahan (fault plane) dan bidang bantu (auxilary plane). Pada
diagram dapat dibaca parameter bidang sesar yang terdiri dari strike, dip, dan rake.
Salah satu dari bidang nodal merupakan sesar/patahan gempa.
35
Gambar 2.19 Kertas proyeksi luasan sama.
Gambar 2.19 digunakan untuk menentukan parameter bidang sesar/patahan
dari diagram mekanisme pusat gempa. Bagian kanan gambar tersebut digunakan
untuk menggambar garis nodal. Sedangkan bagian kiri digunakan untuk menentukan
azimut dan sudut busur pada garis nodal. Garis horizontal digunakan untuk
menentukan sudut atau bidang nodal yang di ukur dari garis vertikal. Gambar
2.18,2.19 dan 2.20 menunjukan cara bagaimana menentukan strike, dip, rake, lokasi
( plunge dan azimuth) Sumbu P dan T pada diagram yang merupakan parameter
bidang sesar.
Prosedur untuk menentukan parameter bidang sesar dapat dijelaskan sebagai
berikut :
1. Untuk menentukan strike posisi hanging wall disebelah kanan arah strike dan
di ukur searah jarum jam dari arah utara (2.18).
36
2. Dip diukur dengan menggunakan setengah lingkaran bagian kanan gambar
2.18.dan 2.19.
Gambar 2.20 Pengukuran sudut strike dan dip pada diagram dan penampang.
3. Sumbu tekanan P dan sumbu tarikan T terletak pada titik 450 dari dua titik A
dan B (2.19). Sumbu P di kuadran dilatasi dan sumbu T di kuadran kompresi
dengan gambar arsiran. Perpotongan antara dua garis nodal disebut sumbu N
(null) yang merupakan arah stress nol. Sumbu P, T, dan N ditentukan oleh
azimut (diukur searah jarum jam dari arah utara) dan plunge ( diukur kearah
bawah dari horizontal). Kedua sudut tersebut diukur dengan menggunakan
kertas stereografis. Tekanan dan tarikan menunjukan arah gaya yang bekerja
pada hiposenter, sedangkan kompresi dan dilatasi merupakan arah gerakan
awal gelombang P seismogram.
37
Gambar 2.21 Penentuan sumbu P dan T dari kutub pada garis nodal
Jika, pusat diagram (hiposenter) berada di kuadran kompresi (arsiran) maka sesar
gempa disebut reverse fault dan jika berada di kuadran dilatasi, maka disebut normal
fault. Dengan kata lain bila sumbu T berada pada satu kuadran dengan pusat diagram
akan diperoleh reverse fault. Sebaliknya bila sumbu P berada dalam kuadran yang
sama dengan hiposenter, maka akan dihasilkan normal fault. Jika, pusat diagram
berada pada atau dekat dua garis nodal maka akan dihasilkan strike slip fault.
4. Vektor slip untuk satu bidang nodal tegak lurus pada bidang nodal lainnya,
sehingga vektor slip untuk bidang nodal berhubungan dengan kutub vektor
bidang nodal lainnya.
Rake dari vektor slip didefinisikan dengan sudut antara arah strike dan
vector slip (kutub vektor), atau dengan kata lain :
1 Untuk normal fault, rake dari bidang nodal ditandai dengan – (sudut
antara strike bidang dan kutub bidang yang lain).
38
2 Untuk reverse fault, rake bidang nodal diperoleh dengan 1800 – (sudut
antara strike bidang dan kutub bidang yang lain).
Sudut rake diukur menggunakan setengah lingkaran bagian gambar
stereografis. Sudut rake negatif untuk normal fault, karena sudut rake negatif
menunjukan bahwa hanging wall block bergerak turun, secara relatif terhadap
footwall block.
Untuk reverse fault, bila vektor slip menunjuk ke arah atas dan diukur sudut
antara arah strike dan kutub pada setengah lingkaran bagian atas. Untuk membuat
diagram mekanisme sumber gempa bumi digunakan setengah bola bagian bawah
kemudian mengkonversi sudut yang telah diukur pada setengah bola bagian bawah ke
sudut rake, dengan mengurangkan sudut tersebut dari 1800.
Gambar 2.22 Penentuan sudut rake pada reverse fault dan normal fault
39
2.7 Pola Tektonik Daerah Sumatera Kepulauan Mentawai
Pulau Sumatera merupakan bagian dari lempeng Eurasia yang bergerak relatif
ke arah tenggara dan berinteraksi dengan lempeng Hindia-Australia yang terletak di
sebelah barat Pulau Sumatera yang bergerak relatif ke arah utara dengan kecepatan
sekitar 6cm/th. Zona pertemuan antara kedua lempeng tersebut membentuk palung
dengan kedalaman sekitar 4500 meter sampai 7000 meter, yang dikenal dengan zona
tumbukan atau zona subduksi. Zona subduksi merupakan sumber gempa bumi di laut
yang berpotensi membangkitkan tsunami apabila gempa bumi tersebut magnitudonya
besar, kedalaman dangkal mekanisme patahan naik serta terjadi perubahan morfologi
secara vertikal di bawah laut.
Akibat benturan tersebut terbentuklah patahan-patahan di Pulau Sumatera.
Salah satu patahan tersebut adalah patahan yang memanjang sepanjang Pulau
Sumatera mulai dari Aceh hingga teluk Semangko. Propinsi lampung yang dikenal
dengan nama Sesar Besar sumatera. Sesar ini merupakan sesar aktif yang dibuktikan
sering terjadi gempa bumi yang bersumber di darat akibat pergerakannya. Gempa
bumi yang bersumber di darat akibat pergerakan sesar aktif, meskipun magnitudonya
tidak terlalu besar namun berpotensi terjadinya bencana, karena sumbernya dangkal,
dekat dengan pemukiman dan aktivitas penduduk. Disamping itu terdapat juga sesar-
sesar aktif kecil lainnya yang pernah mengakibatkan terjadinya gempa bumi.
Model tektonik lempeng Indonesia dalam satu pola konvergen telah di buat
oleh Hamilton (1970) dan Katili (1971). Sistem busur subduksi Sumatera dibentuk
oleh penyusupan lempeng samudera di bawah lempeng benua. Lempeng benua tebal
40
dan tua ini meliputi busur volkanik berumur Perm, Kapur dan Tersier[8]. Sedimen
elastis sangat tebal menyusup di subduksi Sumatera[9] dan sedimen yang tebal
didorong ke atas membentuk rangkaian kepulauan.
Sejarah tektonik Pulau Sumatera berhubungan erat dengan dimulainya
peristiwa pertumbukan antara lempeng India-australia dan Asia Tenggara, sekitar
45,6 juta tahun lalu, yang mengakibatkan rangkaian prubahan kecepatan relatif antar
lempengnya berikut kegiatan ekstrusi yang terjadi padanya. Gerak lempeng India-
Australia yang semula mempunyai kecepatan 86 mm/th menurun secara drastis
menjadi 40 mm/th karena terjadi proses tumbukan tersebut. Penurunan percepatan
terus terjadi sehingga tinggal 30mm/th pada awal proses konfigurasi tektonik yang
baru[10]
.
Sesar besar Sumatera dan Pulau Sumatera merupakan contoh rinci yang
menarik untuk menunjukan akibat tektonik regional pada pola tektonik lokal.Pulau
sumatera tersusun atas dua bagian utama, sebelah barat didominasi oleh keberadaan
lempeng samudera, sedang sebelah timur didominasi oleh keberadaan lempeng benua.
Sejarah tektonik Pulau Sumatera berhubungan erat dengan dimulainya
peristiwa pertumbukan antara lempeng India-Australia dan Asia Tenggara, sekitar
45,6 juta tahun lalu, yang mengakibatkan rangkaian perubahan sistematis dari
pergerakan relatif lempeng-lempeng disertai dengan perubahan kecepatan relatif antar
lempengnya berikut kegiatan ekstrusi yang terjadi padanya. Gerak lempeng India-
Australia yang semula mempunyai kecepatan 86 mm/th menurun secara drastis
menjadi 40 mm/th karena terjadi proses tumbukan tersebut. Penurunan kecepatan
41
terus terjadi sehingga tinggal 30 mm/th pada awal proses konfigurasi tektonik yang
baru [11]. Setelah itu kecepatan mengalami kenaikan yang mencolok sampai sekitar 76
mm/th. Proses tumbukan ini, menurut teori “indentasi” pada akhirnya mengakibatkan
terbentuknya banyak sistem sesar geser di bagian sebelah timur India, untuk
mengakomodasikan perpindahan massa secara tektonik.
Keadaan Pulau Sumatera menunjukkan bahwa kemiringan penunjaman,
punggungan busur muka dan cekungan busur muka telah ter-fragmentasi akibat
proses yang terjadi. Kenyataan menunjukkan bahwa adanya transtensi (trans-tension)
Paleosoikum tektonik Sumatera menjadikan tatanan tektonik Sumatera menunjukkan
adanya tiga bagian pola.
Bagian selatan Pulau Sumatera memberikan kenampakan pola tektonik:
1. Sesar Sumatera menunjukkan sebuah pola geser kanan en echelon dan terletak
pada 100-135 kilometer di atas penunjaman.
2. Lokasi gunungapi umumnya sebelah timur-laut atau di dekat sesar.
3. Cekungan busur muka terbentuk sederhana, dengan kedalaman 1-2 kilometer
dan dihancurkan oleh sesar utama.
4. Punggungan busur muka relatif dekat, terdiri dari antiform tunggal dan
berbentuk sederhana.
5. Sesar Mentawai dan homoklin, yang dipisahkan oleh punggungan busur muka
dan cekungan busur muka relatif utuh.
Bagian utara Pulau Sumatera memberikan kenampakan pola tektonik.
42
Sesar Sumatera berbentuk tidak beraturan, berada pada posisi 125-140 kilometer dari
garis penunjaman :
1. Busur vulkanik berada di sebelah utara sesar Sumatera.
2. Kedalaman cekungan busur muka 1-2 kilometer.
3. Punggungan busur muka secara struktural dan kedalamannya sangat beragam.
4. Homoklin di belahan selatan sepanjang beberapa kilometer sama dengan
struktur Mentawai yang berada di sebelah selatannya.
5. Sudut kemiringan penunjaman sangat tajam.
Bagian tengah Pulau Sumatera memberikan kenampakan tektonik:
1. Sepanjang 350 kilometer potongan dari sesar Sumatera menunjukkan posisi
memotong arah penunjaman.
2. Busur vulkanik memotong dengan sesar Sumatera.
3. Topografi cekungan busur muka dangkal, sekitar 0.2-0.6 kilometer, dan
terbagi-bagi menjadi berapa blok oleh sesar turun miring.
4. Busur luar terpecah-pecah.
5. Homoklin yang terletak antara punggungan busur muka dan cekungan busur.
Proses penunjaman miring di sekitar Pulau Sumatera ini mengakibatkan
adanya pembagian/penyebaran vektor tegasan tektonik, yaitu slip-vector yang hampir
tegak lurus dengan arah zona penunjaman yang diakomodasi oleh mekanisme sistem
sesar anjak. Hal ini terutama berada di prisma akresi dan slip-vector yang searah
dengan zona penunjaman yang diakomodasi oleh mekanisme sistem sesar besar
Sumatera. Slip-vector sejajar palung ini tidak cukup diakomodasi oleh sesar Sumatera
43
tetapi juga oleh sistem sesar geser lainnya di sepanjang Kepulauan Mentawai,
sehingga disebut zona sesar Mentawai.
Gambar 2.23. Peta kedudukan lempeng di Pulau sumatra.
2.8 Tsunami
Kata ”tsunami” berasal dari bahasa jepang yaitu Tsu yang berarti gelombang
dan Nami yang berarti pelabuhan atau bandar, sedangkan secara harafiah adalah
ombak besar di Pelabuhan. Adapun menurut sumber lain Tsunami adalah
perpindahan badan air yang disebabkan oleh perubahan permukaan laut secara
vertikal dengan tiba-tiba. Perubahan permukaan laut tersebut bisa disebabkan oleh
gempa bumi yang berpusat di bawah laut, letusan gunung berapi bawah laut, longsor
bawah laut, atau hantaman meteor di laut. Gelombang tsunami dapat merambat
kesegala arah. Tenaga yang terkandung dalam gelombang tsunami adalah tetap
terhadap fungsi ketinggian dan kelajuan. Di laut dalam gelombang dapat merambat
dengan kecepatan 500-1000 km/jam. Ketinggian gelombang di laut dalam hanya
sekitar 1 meter. Ketika mendekati pantai kecepatan gelombang hingga 30 km/jam dan
44
energinya sangat merusak daerah pantai yang dilaluinya, namun ketinggiannya
meningkat sekitar puluhan meter.
Gelombang tsunami berbeda dengan gelombang laut yang lainnya yang
bersifat kontinu, gelombang tsunami ditimbulakn oleh gaya impulsif yang bersifat
insidential, tidak kontinu. Periode gelombang tsunami antara 10-60 menit, panjang
gelombangnya mencapai 100 km. Kecepatan penjalaran gelombang tsunami sangat
bergantung dari kedalaman laut dan penjalarannya dapat berlangsung mencapai
ribuan kilometer.
Di tengah lautan tinggi gelombang tsunami maksimal sekitar 5 meter, maka
saat mencapai pantai tinggi gelombangnya bisa sampai puluhan meter karena terjadi
penumpukan masa air. Saat mencapai pantai tsunami akan merayap mencapai daratan
jauh dari garis pantai dengan jangkauan dapat mencapai sejauh 500 meter dari garis
pantai.
Dampak negatif yang diakibatkan tsunami adalah merusak rumah/bangunan,
prasarana, tumbuh-tumbuhan dan mengakibatkan korban jiwa manusia serta
menyebabkan genangan, kontaminasi air asin lahan pertanian, tanah dan air bersih.
Untuk menimbulkan tsunami, gempa yang terjadi biasanya mempunyai
mekanisme sesar vertikal yakni sesar naik atau sesar turun. Dengan adanya perubahan
(dislokasi) pada lantai samudera secara mendadak, dapat mempengaruhi kolom air di
atasnya kemudian menyebabkan tsunami.
Dari hasil penelitian tsunami dapat terjadi setelah memenuhi beberapa syarat
antara lainyaitu :
45
a. Gempa bumi dengan hiposenter di laut.
b. Gempa bumi dengan magnitude > 6,8 skala richter.
c. Gempa bumi dengan pusat gempa dangkal < 70 km.
d. Gempa bumi dengan pola mekanisme fokus dominan adalah sesar naik atau
sesar turun.
e. Morfologi pantai atau bentuk pantai biasanya pantai terbuka dan landai serta
berbentuk teluk.
Tsunami di Indonesia pada umumnya adalah tsunami lokal yang terjadi
sekitar 10-20 menit setelah terjadinya gempa bumi yang dirasakan oleh penduduk
setempat. Sedangkan tsunami jarak jauh adalah yang terjadi 1-8 jam setelah
gempa dan penduduk setempat tidak merasakan getaran gempa buminya.
Besarnya kekuatan tsunami dapat diukur melalui magnitude Tsunami (m
dalam skala imamura ) yang menyatakan tinggi rendahnya gelombang tsunami
yang sampai di pantai dan besar energi gelombang yang dihasilkan. Besar energi
gelombang tsunami (m) mempunyai korelasi linear dengan besarnya magnitude
gempa dalam skala richter (M) dengan hubungan empiris sebagai berikut :
m = 2.61 M – 16.44.....................................................................................(2.7)
Tabel 2.1 Magnitude tsunami
Magnitude
Tsunami
Energi Tsunami
(erg) X 1023
erg
Run-up (m)
5 25,6 >32
4,5 12,8 24-32
4 6,4 16-24
3,5 3,2 12-16
46
3 1,6 8-12
2,5 0,8 6-8
2 0,80,4 4-6
1,5 0,2 3-4
1 0,1 2-3
0,5 0,005 1,5-2
0 0,025 1-1,5
-0,5 0,0125 0,75-1
-1 0,006 0,50-0,075
-1,5 0,003 0,30-0,50
-2 0,0015 <0,30
Untuk dapat menghitung tsunami adalah dengan rumus :
D= ���+��..................................................................................................(2.8)
Dimana :
D = total displacement (resultan dari x dan z).
Z = vertical dip slip (komponen utama gelombang tsunami).
X = horizontal strike slip.
Vertical dip slip adalah komponen utama dari gelombang tsunami, semakin
besar vertical dip slip maka semakin besar pula tsunami. Untuk memperkirakan
besarnya energi tsunami harus dilihat dari pendekatan kecepatan. Kecepatan tsunami
dapat dihitung dengan :
C = ��. � ...........................................................................................................(2.9)
Dimana :
C = kecepatan (m/s)
g = percepatan gravitasi (m/s2).
a = kedalaman gempa (km).
47
Energi total tsunami dapat dihitung dengan rumus :
E (t) =1/6 р.g.h2 A.......................................................................................(2.10)
Dimana :
Р = density
g = percepatan gravitasi (m/s2).
h = kedalaman rata-rata (km).
A = Amplitudo maksimal gelombang tsunami (s).
Dapat diperkirakan kecepatan tsunami ketika mencapai pantai yaitu dengan :
S = V.T........................................................................................................(2.11)
Dimana :
S = jarak pusat gempa ke pantai (km).
V = kecepatan gelombang air laut (m/s).
T = waktu yang diperlukan mencapai pantai (s).
Tabel 2.2 Data kecepatan tsunami
Depth (m) Dasar laut Velocity (km/h) Wave length (km)
7000 943 282
4000 713 213
2000 504 151
200 159 48
50 79 23
10 36 10.6
Untuk mengetahui berapa besar volume air yang terangkat maka harus
diketahui rupture area terlebih dahulu. Rupture area didapat dari perhitungan
48
nilai magnitude gempa dengan menggunakan rumus empiris Scalling Law yang
dipakai oleh Japan Meteorogical Agency (JMA).
Rupture area dapat dihitung dengan :
Log l. = 0,5 M - 1.9....................................................................................(2.12)
Log W = 0,5 M – 2.2...................................................................................(2.13)
Log D = 0,5 M – 3.2....................................................................................(2.14)
Keterangan :
Strike (Φ) = searah jarum jam dari Utara (0o ≤ Φ ≤ 360o)
Dip (δ) = arahnya dari bidang horisontal (0o ≤ δ ≤ 90
o)
Rake (λ) = sudut yang dibentuk oleh arah rake dan strike. Rake positif (thrust
fault) dan negatif (≤ λ ≤ 180o).
L = panjang rupture (km).
W = lebar rupture (km).
d = kedalaman gempa (km).
D = slip (m).
M = magnitude gempa (SR).
49
BAB III
METODE PENELITIAN
3.1 Waktu dan Tempat Penenlitian
Penelitian ini dilakukan dari bulan Maret sampai dengan bulan Juli 2011 yang
dilaksanakan di Badan Meteorolgi Klimatologi dan Geofisika (BMKG) Kemayoran
Jakarta Pusat.
3.2 Alat dan Bahan
Pada penenlitian ini untuk mengolah data menggunakan beberapa alat yaitu :
1. Software Dimas.
2. Software FOCAL.
3. Software WinITDB.
4. Notepad.
5. Command Prompt.
Data yang digunakan dalam penelitian ini adalah data seismik berupa data waktu
tiba, stasiun seismograf, posisi episenter (lintang dan bujur), magnitude,
kedalaman gempa dan arah gerakan pertama gelombang P (dilatasi atau
kompresi) dari gempa bumi kuat yang terjadi di Kepulauan Mentawai 25
Oktober 2010 yang diperoleh dari pusat gempa Nasional BMKG Pusat Jakarta
yang kemudian dikonversi agar dapat dibuka oleh program dimas.
49
50
3.3 Pengolahan dan Analisa Data
Metode pengolahan data berdasarkan impuls pertama gelombang primer (P)
yang berupa pembacaan jejak pertama gelombang prima yaitu kompresi/naik (c) dan
dilatasi/turun (d) dari setiap stasiun pencatat gempa.
Data yang digunakan dalam menentukan parameter mekanisme sumber
gempa bumi adalah lokasi episenter (lintang dan bujur), kedalaman, jumlah stasiun
yang mencatat gelombang P dan data polaritas awal gelombang P. Penentuan
parameter mekanisme sumber gempa bumi yaitu bila polaritas turun disebut dilatasi
dinotasikan d. Parameter dapat ditentukan dengan cara :
1. Membuka program Dimas dan memasukan data digital gempa bumi
mentawai 25 Oktober 2010 yang diperoleh dari BMKG.
2. Menentukan arah gerakan pertama gelombang P.
3. Mengkonversi faktor c (kompresi yang ditandai dengan gerakan awal
gelombang P mengarah ke atas menjadi 1 dan faktor d (dilatasi) yang
ditandai dengan gerakan awal gelombang P mengarah ke bawah menjadi -1.
4. Membuka program notepad untuk memasukan nilai polaritas gelombang,
latitude, longitude, kedalaman dan jumlah stasiun yang digunakan.
Selanjutnya disimpan dalam format DAT. Data ini akan di jadikan sebagai
input dalam program Azmtak yang akan menghasilkan azimuth, sudut take off.
5. Output dari program azmtak akan menjadi input untuk program Pinv.
Kemudian output dari program Pinv adalah pengeplotan azimuth dan sudut
take off dan menghasilkan bidang bola yang didalamnya terdapat kumpulan
51
polaritas awal gelombang P berupa kompresi maupun dilatasi pada bidang
luasan sama, sampai diperoleh dua garis pemisah yang membagi daerah
kompresi dan dilatasi ke dalam empat kuadran. Garis pemisah ini
menggambarkan dua bidang nodal yang tegak lurus. Salah satu bidang nodal
tersebut merupakan bidang sesar. Kemudian menentukan mekanisme fokus
dan parameter bidang sesar dip, strike, dan rake.
6. Selain menggunakan program Pinv untuk menghasilkan bidang bola juga
dapat menggunakan program Pman, tetapi untuk menentukan mekanisme
fokus dan bidang sesar dip, strike, dan rake dilakukan secara manual.
7. Membuat model mekanisme fokusnya di Command Prompt dalam file PS
untuk selanjutnya dibuka dengan program PDF Creator.
8. Hasil diagram mekanisme sumber dalam program PDF Creator di transfer
ke dalam bentuk file PDF dan akan diperoleh penentuan bidang sesar dari 2
bidang nodal.
52
3.3.1 Pemodelan Tsunami
Untuk membuat model tsunami sederhana digunakan program WinITDB.
Data yang dibutuhkan dalam membuat model tsunami adalah koordinat episenter
gempa, rupture area, ketinggian tsunami, nilai azimut, dan nilai strike. Langkah-
langkah membuat model tsunami sederhana adalah sebagai berikut:
1. Buka program WinITDB
2. Lakukan penglepotan pada peta sesuai dengan lokasi yang terjadi gempa
bumi. Misalnya untuk gempa mentawai pengeplotan pada pulau sumatera.
3. Pilih menu Source, klik by mouse dan pilih eliptic source. Kemudian akan
muncul tabel source parameter yang harus diisi dengan data yang kita
butuhkan. Setelah di apply akan muncul gambar sumber gempa. Video
sumber gempa belum bisa dimulai sebeblum diletakkan stasiun- stasiun
gempanya.
Untuk model tsunami buka menu modelling, klik source editor dan mengisi
parameter yang dibutuhkan.
53
3.4 Tahapan Penelitian
Gambar 3.1 Tahapan penelitian
Konversi faktor c (kompresi) dan d (dilatasi)
Pembuatan file hasil dengan format data lintang ,bujur , kedalaman, jumlah data, kode stasiun dan polarisasi
Penentuan azimuth dan sudut take off
Pengeplotan azimut dan sudut take off yang menghasilkan bidang bola pada bidang luasan sama
Penentuan mekanisme fokus dan bidang sesar dengan parameter dip,strike dan rake
Menentukan arah gerakan pertama gelombang P
Mekanisme fokus gempa bumi dan parameter bidang sesar
Membandingkan USGS dan BMKG
Selesai
Mulai
Membuat Pemodelan Tsunami
Pengambilan data dari BMKG
54
BAB IV
HASIL DAN PEMBAHASAN
4.1 Mekanisme Sumber Gempa Utama
Data digital dari BMKG yang sudah dimasukan kedalam program Dimas akan
didapatkan gerakan awal gelombang P apakah kompresi atau dilatasi. Kemudian
hasilnya akan dimasukan kedalam program notepad, data yang sudah diubah
pembacaannya disusun menjadi: Lintang, Bujur, Kedalaman, Jumlah data stasiun
yang digunakan dan polarisasi data. Dari notepad kemudian diolah dengan
menggunakan software Focal dengan menggunakan program Azmtak. Hasil keluaran
dari program Azmtak yaitu sebagai berikut:
Tabel 4.1 Hasil keluaran program Azmtak.
Stasiun Polaritas Take of Angle Azimut
AAI -1.00 30.98 104.10
AAII -1.00 30.98 104.10
BASI 1.00 29.53 96.48
BBKI 1.00 46.42 115.07
BJI 1.00 48.18 138.08
BKB 1.00 45.32 105.60
BKNI 1.00 53.43 161.21
BNDI 1.00 30.35 104.86
BWJI 1.00 47.07 126.42
CBJI 1.00 50.13 145.24
CER 1.00 16.68 236.12
CGJI 1,00 50.44 150.46
CHTO 1.00 47.70 356.42
CISI 1.00 49.02 144.65
CMJI 1.00 48.57 143.11
CNJI 1.00 49.48 146.48
COEN 1.00 26.74 113.08
54
55
CTAO 1.00 25.46 119.29
DGAR -1.00 30.86 248.21
FAKI 1.00 29.64 100.94
GRJI -1.00 46.58 129.83
GSI 1.00 53.53 225.82
IPM 1.00 54.41 48.55
JMBI 1.00 53.07 144.47
KASI 1.00 51.40 153.28
KBKI 1.00 45.35 112.74
KKM 1.00 46.49 80.90
MNAI 1.00 52.40 159.08
MNSI 1.00 53.95 187.16
MSAI 1.00 30.77 103.08
MTN 1.00 29.07 118.34
NGJI 1.00 47.03 133.46
PBKI 1.00 49.25 117.97
PCJI -1.00 46.66 136.29
PDSI 1.00 53.54 173.25
PMBI 1.00 52.57 143.26
PPBI 1.00 52.42 132.65
PPI 1.00 53.41 173.40
PSI 1.00 55.25 227.89
PWJI 1.00 46.35 134.31
Hasil keluaran dari Azmtak kemudian dimasukkan ke dalam program PinV
yang menghasilkan proyeksi gempa utama secara otomatis. Selain PinV juga bisa
menggunakan program Pman untuk mendapatkan hasil proyeksi bola pada gempa.
Tetapi proyeksi pada Pman ini dilakukan secara manual yaitu dengan
mengelompokan banyaknya stasiun sesuai dengan arah gerakan gelombang P yaitu
memisahkan antara kelompok kompresi dan dilatasi.
Dengan menganalisis mekanisme sumber gempa dapat menentukan orientasi
sesar dan pergerakan serta arah stress pada daerah sumber gempa. Untuk
mengidentifikasi tipe sesar dapat menggunakan perbedaan nilai rake.
56
Gambar 4.1 Solusi mekanisme sumber gempa bumi Mentawai
Gambar 4.1 adalah solusi mekanisme sumber gempa bumi di Mentawai, di
dalam gambar tersebut ada dua sudut yaitu sumbu P (tekanan) dan sumbu T (tarikan).
Sumbu P ini biasanya berada di kuadran dilatasi yang di tandai dengan gambar kotak
biru. Sumbu T biasanya berada di kuadran kompresi dengan di tandai dengan isi
kotak warna merah. Tetapi berdasarkan gambar dapat diketahui bahwa Sumbu T
berada pada kuadran kompresi dan dilatasi yang bercampur sehingga jenis sesar pada
gempa tersebut adalah oblique fault yang merupakan gabungan dari thrust fault
dengan strike slip fault tetapi lebih dominan thrust fault (sesar naik). Dimana hanging
wall bergerak ke atas dan sedikit bergeser dari foot wall dengan dominasi pada sumbu
T (tarikan). Hal ini diperkirakan karena adanya tumbukan antara lempeng samudera
Indo-Australia terhadap lempeng benua Eurasia yang menghasilkan daerah subduksi
57
aktif disekitar sesar mentawai. Perpotongan antara dua garis nodal disebut dengan
sumbu N (null) yang berarti bahwa arah stressnya nol. Sumbu P dan sumbu T
merupakan parameter yang menunjukan arah gaya yang bekerja pada hiposenter.
Berdasarkan solusi mekanisme sumber gempa utama dapat diketahui bahwa
nilai orientasi bidang sesar untuk nodal I mempunyai strike 183o, dip 64
o, rake 106
o
sedangkan pada bidang nodal II mempunyai strike 328o, dip 30
o dan rakenya 60
o.
Untuk sumbu P (tekanan) berada disebelah barat dengan plunge 18o
dan azimutnya -
99o. Sumbu T (tarikan) berada didalam wilayah thrust fault dan ada yang menyebar
disebelah barat daya dengan plunge 34o dan azimuth 122o. Dari semua data yang di
masukan ada 34 data yang konsisiten dan ada 6 data yang tidak konsisitent. Data
yang tidak konsistent bisa saja disebabkan dari kesalahan peneliti karena tidak teliti
dalam menentukan data apakah kompresi atau dilatasi dalam pembacaan pada
program dimas.
58
4.2 Perbandingan Mekanisme Sumber Gempa Dengan Penelitian dari BMKG
dan USGS.
Gambar 4.2 Mekanisme fokus pada gempa bumi utama Mentawai oleh BMKG.
59
--#####----
-################--
#####################--
--#######################--
----############## #######-
-------############ T ########-
---------########## ########-
-----------#####################-
-------------###################-
---------------#################-
-----------------###############-
-------------------############
------- -----------#########-
------ P -------------######-
----- ----------------##-
-----------------------
-------------------
-----------
Gambar 4.3. Proyeksi bola USGS pada gempa utama Mentawai.
Gambar 4.2 adalah analisa mekanisme gempa bumi Mentawai 25 Oktober
2010, yang terjadiada pukul 14:42:22 UTC; 3.610 LS – 99.93
0 BT , dengan kekuatan
7.2 SR; dan kedalaman 10 km adalah Oblique fault dominan Thrust Fault (patahan
naik), Orientasi bidang sesar pada nodal I dengan strike 294o (tenggara –barat laut),
dip 47o ( miring ke arah selatan) , rake 75o ( ke arah barat daya) dan pada nodal II
dengan strike 135o, dip 45
o, dan rake 105
o.
60
Gambar4.3 adalah analisa mekanisme sumber gempa dari USGS, pada gempa
bumi mentawai 25 oktober 2010 yang terjadi pada pukul 14:42:60.0 0.1 yang terletak
pada 3,68 LS -99,29 BT dengan kedalaman 10 km, dan kekuatannya 7.8 SR,
menunjukan bahwa sumber gempa bumi utama adalah sesar naik yaitu dapat kita
ketahui dengan melihat gambar mekanisme fokusnya dimana sumbu T berada pada
bidang kompresi, dengan arah pada NPI dengan strike 319o ( ke arah barat laut), dip
7o.Sedangkan arah pada NP2 dengan sudut strike 131
o ( ke arah tenggara), dip 83
o
( miring ke arah timur laut).
Berdasarkan uraian di atas data yang digunakan oleh BMKG dan USGS
terdapat sedikit perbedaan, dengan demikian hasilnyapun sedikit berbeda. Hasil
analisa dari BMKG menyebutkan bahwa sumber gempa bumi adalah oblique fault
dominan thrust fault, tetapi hasil analisa dari USGS menyebutkan bahwa sumber
gempa bumi adalah thrust fault. Perbedaan ini disebabkan karena alat yang digunakan
untuk menganalisa sumber gempa berbeda, dengan demikian tingkat ketelitiannyapun
berbeda.
.
Gambar 4.4 perbandingan hasil penelitian dari instansi-instansi lain
61
4.4 Model Tsunami
Dengan menggunakan software WinITDB dapat membuat model tsunami
sederhana. Data yang digunakan antara lain koordinat episenter gempa, rupture
area, tsunami height, nilai azimuth, dan luas wilayah. Koordinat episenternya
adalah 3.61LS dan 99.93 BT, sedangkan untuk mengetahui berapa besar volume
air yang terangkat maka harus diketahui rupture area terlebih dahulu. Rupture
area didapat dari perhitungan nilai magnitude gempa dengan menggunakan
rumus empiris Scalling Law yang dipakai oleh Japan Meteorogical Agency (JMA).
Berdasarkan perhitungan rupture area dengan rumus empiris diperoleh nilai
panjang patahan 57.016 km, lebar patahan 21,97 km. Tsunami height di atas
episenter di dapat 1 m. Berdasarkan hasil dari azimtak nilai azimuth yang
diperoleh adalah 104. Untuk luas wilayahnya adalah 85.5150 km.
Gambar 4.5 Model sumber tsunami akibat gempa utama Mentawai
62
Berdasarkan gambar diatas dapat dilihat model tsunami yang berbentuk
gelombang. Langkah awal yang dilakukan adalah mengisi source parameter yaitu
data-data yang diperlukan untuk membuat pemodelan ini. Setelah source parameter
di apply kemudian meletakan data stasiun untuk pengamatan pemodelan pada lokasi
peta aktif yang tersedia pada windows WinITDB, pada saat pemodelan mulai berjalan
akan muncul grafik mareogram (rekaman tsunami) perjalanan gelombang tsunami
dengan ketinggian 1 meter dengan waktu 1 menit prosesnya. Selain pemodelan
tsunami juga dapat dilihat tampilan sumber gempa secara 3 dimensi yaitu dapat
dilihat pada gambar di bawah ini.
Gambar 4.6 Tampilan sumber gempa pembangkit tsunami secara 3 dimensi
63
4.4 Observasi Tsunami
BMKG telah mengeluarkan peringatan tsunami untuk gempa utama, dari hasil
reanalisis diperoleh lokasi sumber gempa berada di laut dengan kedalaman 10 km.
Tetapi belum ada 1 jam peringatan tsunami dari BMKG di cabut, terjadi tsunami
akibat gempa bumi tersebut. Ombak gergasi itu menghantam Pulau Pagai, baik
bagian utara maupun selatan. Sebanyak 150 rumah di Dusun Munte Baru-Baru, Desa
Betumonga, Pagai Utara, dilaporkan rusak berat. Selain itu tsunami juga merenggut
korban jiwa tetapi tidak dapat dipastikan berapa jumlah total korban jiwa akibat
tsunami tersebut. Menurut kesaksian warga tinggi tsunami mencapai 1-1.5 meter.
BMKG telah melakukan pengamatan tide gauge di PADA Gauge merekam
kenaikan muka air laut pada pukul 22:48 WIB, dengan anomali ketinggian muka air
laut 0.461 m.
64
Gambar 4. 7. Rekaman Tsunami di dua stasiun PADA Gauge didapat dari jaringan GTS +
0.2 m
65
Gambar 4.8. Rekaman tide gauge pada (a) Stasiun Padang : + 20 cm ; (b) stasiun Seblat ;
dan (c) stasiun E
66
BAB V
PENUTUP
5.1 Kesimpulan
Berdasarkan hasil penelitian dan pembahasan yang telah dilakukan, dapat
disimpulkan sebagai beirikut:
1. Orientasi bidang sesar yang diperoleh untuk gempa utama pada nodal I
adalah: Strike:183, Dip : 64, rake ;106, dan pada Nodal II adalah strike : 328,
Dip: 30, rake : 60.
2. Solusi mekanisme dari gempa utama mentawai adalah oblique fault dengan
dominan trust fault (sesar naik) yaitu dominan pada sumbu T (tarikan).
3. Berdasarkan data yang diperoleh dari BMKG gempa bumi yang terjadi di
Kepulauan Mentawai termasuk dalam gempa dengan kedalaman dangkal yang
mengakibatkan terjadinya tsunami dengan ketinggian 1 meter-1.5 meter.
5.2 Saran
Solusi mekanisme gempa utama dengan menggunakan polaritas gelombang
awal sangat tergantung dari ketelitian dalam menentukan gelombang tersebut, apakah
gelombang tersebut masuk dalam kelompok kompresi atau dilatasi. Agar dapat
memberikan gambaran yang mendekati keadaan yang terjadi di sumber gempa bumi.
Cara mengatasi gempa bumi saat ini adalah cara darurat yaitu dengan
melakukan tindakan setelah terjadi kejadian gempa bumi. Pendidikan mempelajari
terjadinya gempa bumi sebaiknya dilakukan sejak dini dengan memasukan materi
66
67
gempa bumi pada materi pelajaran mulai dari tingkat pendidikan dasar, hal ini
dilakukan agar masyarakat memiliki sikap siaga terhadap bencana gempa bumi dan
tsunami untuk meminimalisir terjadinya banyak korban, terutama pada daerah yang
rawan terjadi gempa bumi dan tsunami yaitu daerah yang dilewati oleh lempeng
bumi yang aktif. Hal lain yang penting dilakukan adalah melakukan penelitian
lapangan untuk mendokumentasi gejala alam dan kerusakan yang terjadi akibat
gempa bumi. Data yang di dapat sangat penting untuk menganalisis gempa bumi
yang dapat digunakan untuk memprediksi potensi bencana gempa bumi selanjutnya
dan berguna untuk memberikan peringatan dini tsunami.
68
DAFTAR PUSTAKA
[1] Suetsugu, Daisuke “Source Mechanism Practice”, Earthquake Information
Division, IISE.
[2] Ismail, Sulaiman, 1989, “Pendahuluan seismologi I”, Badan Diklat Meteorologi
dan Geofisika, Jakarta.
[3] Lepedes, D.N., 1978, Encyclopedia of the Geological Sciences. Mc Graw Hill Inc,
New York.
[4] Reid, H.F. 1982. Elastic Rebound Theory of Earthquake, BSSA. Vol 11 (98-100).
[5] Ginanjar S. 2007. Memahami Konsep Tektonik dan Mekanisme Gempa. Jakarta,
BMKG.Wilson E.
[6] Hamilton, W. 1979. Tectonics of the Indonesian Region. United States Geological
Survey. Professional Paper 1078.
[7] Snoke, J. Arthur, 2003, Focal Mechanism Determinations, Virginia Tech,
Blackburg, VA, USA.
[8] Waluyo, 1992, Seismotectonics of Eastern Indonesian Region. Ph.D Thesis, Saint
Louis University, USA.
[9] Santoso, Djoko, 2002, Pengantar Teknik Geofisika, ITB, Bandung.
[10] Kramer, S. L, 1996, “Geotechical Earthquake Engineering”, Prentice Hall Inc,
New Jersey.
[11] Http://www.isc.ac.
