KETERANGAN UMUM

NAMA GUNUNGAPI :

G. MERAPI, JAWA TENGAH

NAMA LAIN :

NAMA KAWAH :

LOKASI :

KETINGGIAN :

TIPE GUNUNGAPI :

Kota Terdekat :

POS PENGAMATAN :

PENDAHULUAN

G. Merapi (2986 m dpl) terletak di perbatasan empat kabupaten yaitu Kabupaten Sleman, Propinsi

DIY dan Kabupaten Magelang, Kabupaten Boyolali dan Kabupaten Klaten di Propinsi Jawa Tengah.

Propinsi Jawa Tengah. Posisi geografinya terletak pada 7° 32'30" LS dan 110° 26'30" BT.

Berdasarkan tatanan tektoniknya, gunung ini terletak di zona subduksi, dimana Lempeng Indo-

Australia menunjam di bawah Lempeng Eurasia yang mengontrol vulkanisme di Sumatera, Jawa,

Bali dan Nusa Tenggara. Gunung Merapi muncul di bagian selatan dari kelurusan dari jajaran

gunungapi di Jawa Tengah mulai dari utara ke selatan yaitu Ungaran-Telomoyo-Merbabu-Merapi

dengan arah N165 E. Kelurusan ini merupakan sebuah patahan yang berhubungan dengan retakan

akibat aktivitas tektonik yang mendahului vulkanisme di Jawa Tengah. Aktivitas vulkanisme ini

bergeser dari arah utara ke selatan, dimana G. Merapi muncul paling muda.

Gambar Peta lokasi G. Merapi yang terletak di Jawa Tengah

Secara garis besar sejarah geologi G. Merapi terbagi dalam empat periode yaitu Pra Merapi, Merapi

Tua, Merapi Muda dan Merapi Baru. Periode pertama adalah Pra Merapi dimulai sejak sekitar

700.000 tahun lalu dimana saat ini menyisakan jejak G. Bibi (2025 m dpl) di lereng timurlaut G.

Merapi. Gunung Bibi memiliki lava yang bersifat basaltic andesit. Periode kedua, periode Merapi Tua

menyisakan bukit Turgo dan Plawangan yang telah berumur antara 60.000 sampai 8.000 tahun.

Saat ini kedua bukit tersebut mendominasi morfologi lereng selatan G. Merapi. Pada periode ketiga

yaitu Merapi Muda beraktivitas antara 8000 sampai 2000 tahun lalu. Di masa itu terjadi beberapa

lelehan lava andesitik yang menyusun bukit Batulawang dan Gajahmungkur yang sekarang tampak

di lereng utara Gunung Merapi serta menyisakan kawah Pasar Bubar. Periode keempat aktivitas

Merapi yang sekarang ini disebut Merapi Baru, dimana terbentuk kerucut puncak Merapi yang

sekarang ini disebut sebagai Gunung Anyar di bekas kawah Pasar Bubar dimulai sekitar 2000 tahun

yang lalu.

Studi stratigrafi dan geokimia G. Merapi (Supriyati D.A,1999) menunjukkan bahwa 2 letusan besar

telah terjadi selama Middle Merapi dan Recent Merapi. Letusan besar tersebut akan dapat berulang

di masa yang akan datang menurut Newhall dan Bronto (1995). Supriyati, D. A (1999) membagi

sejarah letusan G. Merapi menjadi 2 perioda yaitu perioda Pre-1800 A.D (lebih tua 2900 tahun BP -

1800 A.D) dan perioda Post-1800 A.D (1800 - 1996 A.D) berdasarkan perubahan tipe letusan dalam

sekuen stratigrafi endapan. Perioda Pre-1800 AD sebagai produk dari kondisi vent yang tertutup dan

meghasilkan letusan eksplosif tipe sub plinian, plinian dan vulkanian, sedang perioda Post-1800 A.D

sebagai produk dari kondisi vent yang terbuka dan menghasilkan letusan eksplosif tipe vulkanian

(kecil - sedang) akibat dari longsornya kubah .

Frekuensi terjadinya letusan G. Merapi sangat signifikan, pada periode 3000 - 250 tahun yang lalu

tercatat kurang lebih 33 letusan dengan skala letusan kecil sampai besar. Letusan dengan skala

besar (VEI 4) terjadi antara 150 - 500 tahun, letusan dengan skala VEI 3 terjadi setiap 30 tahun dan

letusan kecil terjadi antara 2 - 7 tahun. Letusan yang di trigger oleh longsornya kubah lava

merupakan karakteristik dari aktivitas Merapi pada Post-1800 A.D, mempunyai VEI 1-3 (Newhall dan

Voight,1997). Letusan VEI 3 dijumpai pada letusan 1930 dan 1961.

SEJARAH LETUSAN

Sejarah letusan G. Merapi secara tertulis mulai tercatat sejak awal masa kolonial Belanda sekitar

abad ke-17. Letusan sebelumnya tidak tercatat secara jelas. Sedangkan letusan-letusan besar yang

terjadi pada mas sebelum periode Merapi baru, hanya didasarkan pada penentuan waktu relatif.

Secara umum, letusan G. Merapi dapat dirangkum sbb :

- Pada periode 3000 - 250 tahun yang lalu tercatat lebih kurang 33 kali letusan, dimana 7

diantaranya merupakan letusan besar. Dari data tersebut menunjukkan bahwa letusan besar terjadi

sekali dalam 150-500 tahun (Andreastuti dkk, 2000).

- Pada periode Merapi baru telah terjadi beberapa kali letusan besar yaitu abad ke-19 (tahun 1768,

1822, 1849, 1872) dan abad ke-20 yaitu 1930-1931. Erupsi abad ke-19 jauh lebih besar dari letusan

abad ke-20, dimana awan panas mencapai 20 km dari puncak. Kemungkinan letusan besar terjadi

sekali dalam 100 tahun (Newhall, 2000).

- Aktivitas Merapi pada abad ke-20 terjadi minimal 28 kali letusan, dimana letusan terbesar terjadi

pada tahun 1931. Sudah ¾ abad tidak terjadi letusan besar.

Berdasarkan data yang tercatat sejak tahun 1600-an, G. Merapi meletus lebih dari 80 kali atau rata-

rata sekali meletus dalam 4 tahun. Masa istirahat berkisar antara 1-18 tahun, artinya masa istirahat

terpanjang yang pernah tercatat andalah 18 tahun. Secara umum, letusan Merapi pada abad ke-18

dan abab ke-19 masa istirahatnya relatif lebih panjang, sedangkan indeks letusannya lebih besar.

Akan tetapi tidak bisa disimpulkan bahwa masa istirahat yang panjang, menentukan letusan yang

akan datang relatif besar. Karena berdasarkan fakta, bahwa beberapa letusan besar, masa

istirahatnya pendek. Atau sebaliknya pada saat mengalami istirahat panjang, letusan berikutnya

ternyata kecil. Ada kemungkinan juga bahwa periode panjang letusan pada abad ke-18 dan abad

ke-19 disebabkan banyak letusan kecil yang tidak tercatat dengan baik, karena kondisi saat itu. Jadi

besar kecilnya letusan lebih tergantung pada sifat kimia magma dan sifat fisika magma. Diskripsi

singkat letusan G. Merapi yang tercatat disajikan pada gambar di bawah ini. Gambar tersebut

menunjukkan grafik statistik letusan G. Merapi sejak abad ke-18. Pada abad ke-18 dan ke-19,

letusan G. Merapi umumnya relatif besar dibanding letusan pada abad ke-20, sedangkan masa

istirahatnya lebih panjang.

Grafik statistik letusan G. Merapi sejak abad ke-18. Pada abad ke-18 dan ke-19, letusan G. Merapi

umumnya relatif besar dibanding letusan pada abad ke-20, sedangkan masa istirahatnya lebih

panjang.

Karakteristik Letusan

G. Merapi berbentuk sebuah kerucut gunungapi dengan komposisi magma basaltik andesit dengan

kandungan silika (SiO2) berkisar antara 52 - 56 %. Morfologi bagian puncaknya dicirikan oleh kawah

yang berbentuk tapal kuda, dimana di tengahnya tumbuh kubah lava.

Letusan G. Merapi dicirikan oleh keluarnya magma ke permukaan membentuk kubah lava di tengah

kawah aktif di sekitar puncak. Munculnya lava baru biasanya disertai dengan pengrusakan lava

lama yang menutup aliran sehingga terjadi guguran lava. Lava baru yang mencapai permukaan

membetuk kubah yang bisa tumbuh membesar. Pertumbuhan kubah lava sebanding dengan laju

aliran magma yang bervariasi hingga mencapai ratusan ribu meter kubik per hari. Kubah lava yang

tumbuh di kawah dan membesar menyebabkan ketidakstabilan. Kubah lava yang tidak stabil

posisinya dan didorong oleh tekanan gas dari dalam menyebabkan sebagian longsor sehingga

terjadi awan panas. Awanpanas akan mengalir secara gravitasional menyusur lembah sungai

dengan kecepatan 60-100 km/jam dan akan berhenti ketika energi geraknya habis. Inilah awan

panas yang disebut Tipe Merapi yang menjadi ancaman bahaya yang utama.

Peta sebaran awanpanas G. Merapi yang terjadi sejak tahun 1911-2006

Dalam catatan sejarah, letusan G. Merapi pada umumnya tidak besar. Bila diukur berdasarkan indek

letusan VEI (Volcano Explosivity Index) antara 1-3. Jarak luncur awanpanas berkisar antara 4-15

km. Pada abad ke-20, letusan terbesar terjadi pada tahun 1930 dengan indeks letusan VEI 3.

Meskipun umumnya letusan Merapi tergolong kecil, tetapi berdasarkan bukti stratigrafi di lapangan

ditemukan endapan awan panas yang diduga berasal dari letusan besar Merapi. Melihat ketebalan

dan variasi sebarannya diperkirakan indeks letusannya VEI 4 dengan tipe letusan antara vulkanian

hingga plinian. Letusan besar ini diperkirakan terjadi pada masa Merapi Muda, sekitar 3000 tahun

yang lalu.

Sejak tahun 1768 sudah tercatat lebih dari 80 kali letusan. Diantara letusan tersebut, merupakan

letusan besar (VEI ≥ 3) yaitu periode abad ke-19 (letusan tahun 1768, 1822, 1849, 1872) dan

periode abad ke-20 yaitu 1930-1931. Erupsi abad ke-19 intensitas letusanya relatif lebih besar,

sedangkan letusan abad ke-20 frekuensinya lebih sering. Kemungkinan letusan besar terjadi sekali

dalam 100 tahun (Newhall, 2000). Letusan besar bisa bersifat eksplosif dan jangkauan awanpanas

mencapai 15 Km.

Letusan G. Merapi sejak tahun 1872-1931 mengarah ke barat-barat laut. Tetapi sejak letusan besar

tahun 1930-1931, arah letusan dominan ke barat daya samapi dengan letusan tahun 2001. Kecuali

pada letusan tahun 1994, terjadi penyeimpangan ke arah selatan yaitu ke hulu K. Boyong, terletak

antara bukit Turgo dan Plawangan. Erupsi terakhir pada tahun 2006, terjadi perubahan arah dari

barat daya ke arah tenggara, dengan membentuk bukaan kawah yang mengarah ke Kali Gendol.

Gambar Letusan G. Merapi berupa luncuran awanpanas ke K. Gendol pada Juni 2006.

Letusan 2010

Peningkatan aktivitas mulai terlihat pada September 2010, dan pada tanggal 20 September 2010,

Merapi dinaikkan statusnya menjadi 'Waspada' (Level II). Kenaikan status berdasarkan peningkatan

aktivitas seismik, yaitu Gempa Fase Banyak dengan 38 kejadian/hari, Gempa Vulkanik 11

kejadian/hari, dan Gempa Guguran 3 kejadian/hari.

Pada 21 Oktober 2010 status Merapi kembali dinaikkan menjadi 'Siaga' (Level III). Kenaikan status

juga berdasarkan peningkatan aktivitas seismik, yaitu Gempa Fase Banyak hingga 150

kejadian/hari, Gempa Vulkanik 17 kejadian/hari, dan Gempa Guguran 29 kejadian/hari, dan laju

deformasi mencapai 17 cm/hari. Semua data menunjukkan bahwa aktivitas dapat segera berlanjut

ke letusan atau menuju pada keadaan yang dapat menimbulkan bencana.

Pada 25 Oktober 2010 status Merapi ditetapkan 'Awas' (Level IV), dengan kondisi akan segera

meletus, ataupun keadaan kritis yang dapat menimbulkan bencana setiap saat. Aktivitas yang

teramati secara visual yaitu, tanpa kubah lava, tanpa api diam, dan tanpa lava pijar guguran-

guguran besar. Sedangkan seismisitasnya meningkat menjadi 588 kejadian/hari Gempa Fase

Banyak, 80 kejadian/hari Gempa Vulkanik, 194 kejadian/hari Gempa Guguran, dengan laju

deformasi 42 cm/hari. Radius aman ditetapkan di luar 10 km dari puncak Merapi.

Pada 26 Oktober 2010 pukul 17:02 WIB terjadi letusan pertama. Letusan bersifat eksplosif disertai

dengan awanpanas dan dentuman. Hal ini berbeda dengan kejadian sebelumnya, yaitu letusan

bersifat efusif dengan pembentukan kubah lava dan awanpasan guguran. Letusan yang terjadi pada

29 - 30 Oktober lebih bersifat eksplosif. Pada 3 November 2010 terjadi rentetan awanpanas yang di

mulai pada pukul 11:11 WIB. Melalui pengukuran dengan mini DOAS diketahui bahwa terjadi

peningkatan fluks SO2 yang mencapai 500 ton/hari. Pada pukul 16:05 diteteapkan radius aman di

luar 15 km dari puncak Merapi. Dan pada pukul 17:30 dilaporkan bahwa awanpanas mencapai 9 km

di luar K. Gendol.

Tren meningkat pada data RSAM antara 3 - 4 November 2010 menunjukkan proses pertumbuhan

kubah lava yang mencapai volume 3.5 juta m3 dan tren menurun pada 5 November 2010

menandakan penghancuran kubah lava tersebut yang menghasilkan aliran awanpanas hingga

sejauh 15 km dari puncak G. Merapi ke arah K. Gendol. Pada 4 November 2010 terekam Tremor

menerus dan over scale serta peningkatan massa SO2 di udara mencapai lebih dari 100 kiloton.

Radius aman ditetapkan di luar 20 km dari Puncak G. Merapi. 5 November 2010, terjadi

penghancuran kubah lava yang menghasilkan awanpanas sejauh 15 km ke K. Gendol. Erupsi ini

merupakan erupsi terbesar. Pada 6 November 2010, Tremor masih menerus dan over scale massa

SO2 di udara mencapai puncaknya sebesar 250 - 300 kiloton.

13 November 2010, intensitas erupsi mulai menurun, dan radius aman juga dirubah. Yaitu Sleman

20 km, Magelang 15 km, Boyolali 10 km, Klaten 10 km.

Pada 19 November intensitas erupsi kembali menunjukkan penurunan. Radius aman juga dirubah,

yaitu Sleman sebelah barat K. Boyong 10 km, Sleman sebelah Timur K. Boyong 15 km, Magelang

10 km, Boyolali 5 km, dan Klaten 10 km.

Korban jiwa akibat erupsi G. Merapi 2010 sebanyak 347 Orang (BNPB). Korban terbanyak berada di

Kabupaten Sleman yaitu 246 jiwa. Menyusul Kabupaten Magelang 52 jiwa, Klaten 29 jiwa, dan

Boyolali 10 jiwa. Sedangkan pengungsi mencapai 410.388 Orang (BNPB).

Berdasarkan hasil evaluasi data pemantauan G. Merapi secara instrumental dan visual, disimpulkan

bahwa aktivitas G. Merapi menunjukkan penurunan. Dengan menurunnya aktivitas tersebut, maka

terhitung mulai tanggal 3 Desember 2010 pukul 09.00 WIB, status aktivitas G. Merapi diturunkan

dari tingkat "AWAS" menjadi "SIAGA".

Ancaman berikutnya adalah lahar hujan produk erupsi Merapi yang mencapai 150 juta m3. Sekitar

35% produk letusan G. Merapi tersebut masuk ke K. Gendol berupa aliran piroklastik dan sisanya

tersebar di sungai-sungai lain yang berhulu di lereng G. Merapi, seperti K. Woro, K. Kuning, K.

Boyong, K. Bedog, K. Krasak, K. Bebeng, K. Sat, K. Lamat, K. Senowo, K. Trising dan K. Apu.

Setelah erupsi pertama tanggal 26 Oktober hingga kini apa bila terjadi hujan di puncak G. Merapi,

terjadi banjir lahar di sungai yang berhulu di G. Merapi.

GEOFISIKA

G. Merapi dikenal sebagai gunungapi yang sangat aktif. Oleh karena aktivitasnya yang tinggi,

periode letusannya pendek yaitu antara 2-7 tahun, para ahli gunungapi memanfaatkannya sebagai

obyek penelitian dan penyelidikan serta untuk ujicoba peralatan pemantauan. Sebagai akibatnya,

hampir semua metoda pemantauan, baik yang konvensional hingga yang paling modern pernah

diaplikasikan di G. Merapi. Berikut ini disajikan berbagai metoda monitoring yang pernah diterapkan

di G. Merapi dan hasilnya antara lain seismik, deformasi, geokimia, gayaberat mikro dan magnetik.

Seismik

Pemantauan seismik G. Merapi dimulai pada tahun 1924 dengan adanya seismograf mekanik

Wiechert yang dipasang di lereng Barat sekitar 9 km dari puncak untuk mengetahui peningkatan

aktivitas menjelang erupsi Nopember 1930 (Van Padang, 1930). Seismograf elektromagnetik mulai

digunakan pada tahun 1969 yaitu menggunakan seismograf Hosaka yang menggunakan kabel agar

dapat diletakkan di tempat-tempat yang lebih representatif.

Pada tahun 1982 terbentuk sebuah jaringan seismograf yang mengelilingi tubuh gunung yang terdiri

atas 7 stasiun sensor periode pendek. Karena pertimbangan efisiensi dan kerawanan, jaringan

direduksi sehingga saat ini hanya ada 4 stasiun yaitu Pusunglondon, Klatakan, Plawangan dan

Deles. Sensor yang digunakan adalah produk dari Mark tipe L4C dengan faktor redam 0.8 dan

konstanta tranduksi 50 mV/mm/s. Stasiun sensor menggunakan daya batere dengan pengisian solar

panel. Sinyal dikirim ke stasiun penerima di Kantor BPPTK Jogjakarta (25 km dari G. Merapi)

dengan telemetri radio VHF. Di stasiun penerima sinyal ini kemudian direkam pada kertas

seismogram rekorder VR-68 produk Sprengnether, dan juga disimpan dalam data digital

menggunakan digitizer Guralp DM24 dengan laju cuplik 100 Hz. Seismogram kertas dianalisa

secara rutin setiap harinya untuk mengetahui jumlah kegempaan, dan parameter-parameter

gempanya sedangkan lokasi gempa dihitung dengan menggunakan sinyal digital untuk kemudahan

pembacaan waktu.

Gambar Peta Stasiun - stasiun seismik G. Merapi. Stasiun dengan transmisi analog ditandai simbol

silang, sedangkan stasiun transmisi digital dengan lingkaran. Tampak juga pos - pos Pengamatan.

Disamping 4 stasiun tersebut, juga terdapat tiga stasiun seismik dengan sistem Telemetri digital

yang terletak di Juranggrawah, Pasar Bubar dan Labuhan. Di stasiun Labuhan digunakan

seismometer Broadband merk Streckeisen tipe STS2, sedangkan dua lainnya digunakan

seismometer periode pendek produk Mark tipe L43D. Akuisisi dan layout data seismik digital serta

kuantifikasi sinyal gempa seperti RSAM dan SSAM menggunakan sistem Earthworm dan Swarm.

Klasifikasi Gempa

Klasifikasi gempa vulkanis G. Merapi pertama kali diusulkan oleh Shimozoru pada tahun 1969

berdasarkan observasi data gempa dari dua stasiun di lereng Selatan dan Utara selama tiga bulan

selesai pada September 1968. Dari observasi ini diperoleh lima jenis gempa yang dibedakan

berdasarkan bentuk dan frekuensi, tipe gempa berdsarkan klasifikasi Shimozuru (1969) disajikan

pada tabel berikut.

Tabel Tipe-tipe gempa berdasarkan klasifikasi Shimozuru (1969)

Berdasarkan data sinyal gempa dari jaringan stasiun seismik telemetri yang dipasang pada tahun

1982 yang diikuti dengan kejadian erupsi pada Juni 1984, diusulkan klasifikasi baru yang sampai

sekarang masih digunakan dalam penentuan aktivitas G. Merapi. Berikut adalah rangkuman

Ratdomopurbo (1995) tentang tipe-tipe gempa vulkanis G. Merapi, dan contoh bentuk

gelombangnya dalam seismogram digital.

Tabel Tipe-tipe gempa G. Merapi yang digunakan sampai saat ini.

Gambar Bentuk gelombang tipe-tipe gempa G. Merapi, hasil rekaman stasiun Pusunglondon (PUS)

yang berjarak hroisontal sekitar 1 km dari kubah lava (Ratdomopurbo, 1995)

Lokasi Sumber Gempa

MP dan LF merupakan gempa dangkal. LF mempunyai frekuensi dominan yang sama di semua

stasiun sekitar 1,5 Hz. Amplitudo di stasiun PUS tampak jauh lebih besar dari stasiun yang lain yang

terletak lebih jauh terhadap puncak. Hal ini menandakan bahwa LF bersumber sangat dangkal dari

permukaan puncak. MP terkait dengan pertumbuhan kubah lava. Untuk amplitudo yang sama,

gempa MP memiliki durasi yang lebih panjang sekitar dua kali terhadap gempa VT. Frekuensi

dominannya antara 3 - 4 Hz dan amplitudonya sangat teratenuasi sebagai fungsi jarak stasiun

terhadap puncak. Pengecilan amplitudo yang sangat cepat terhadap jarak dari puncak merupakan

bukti bahwa gempa MP bersumber di sekitar puncak (Hidayat dkk, 2000). Onset yang sangat landai

menjadikan gempa MP sulit untuk ditentukan waktu tiba dan dihitung hiposenternya.

Penghitungan hiposenter dilakukan pada gempa VTA dan VTB dengan pembacaan waktu tiba

gelombang P dan S pada seismogram digital. Metode komputasi penghitungan dengan optimisasi

simplek (Nelder dan Mead, 1965; Prugger dan Gendzwill, 1988). Diasumsikan medium bersifat

homogen isotropis dengan kecepatan gelombang P 3 km/s dan rasio Vp/Vs sebesar 1,86. Seperti

yang tampak pada gambar di atas, terdapat dua grup gempa VT yang terpisah terhadap kedalaman.

Gempa-gempa yang muncul pada kedalaman 0-1,5 km dinamakan gempa vulkanik dangkal (VTB),

sedangkan gempa-gempa yang muncul pada kedalaman 2,5-5 km merupakan gempa vulkanik

dalam (VTA).

Model Kantong Magma G. Merapi

Di antara dua zona gempa VTA dan VTB diperkirakan sebagai zona aseismik. Tidal terdapatnya

gempa di lokasi ini mengarahkan kepada dugaan keberadaa material yang lebih lunak di antara

zona material yang keras. Untuk material yang serupa sifat yang lebih lunak ini berimplikasi suhu

yang lebih tinggi. Zona aseismik ini kemudian diinterpretasikan sebagai sebuah kantong magma

(Ratdomopurbo, 1991). Hipotesa ini didukung dengan fakta bahwa temperatur di sekitar puncak

yakni di plataran Woro dan Gendol bisa mencapai 830 °C yang berarti terdapat sumber panas yang

cukup dangkal. Secara geologi Van Bemmelen menunjukkan adanya sesar tektonik di bawah G.

Merapi yaitu sesar Kukusan. Diperkirakan kantong magma ini muncul akibat adanya sesar dasar ini

dimana magma dapat terkumpul di atasnya. Diperkirakan kantong magma ini berperan sebagai

sebuah katup yang memperlambat migrasi magma ke atas dari dapur magma, karenanya kekuatan

letusan erupsinya menjadi berkurang (Ratdomopurbo, 2000).

Tidak terdapatnya gempa di bawah kedalaman 5 km menguatkan dugaan adanya dapur magma di

sekitar kedalaman 8 km yang diusulkan oleh Beaducel (1998) berdasarkan modeling data Tiltmeter

dan GPS. Gambar 3 memperlihatkan sistem suplai magma G. Merapi berdasarkan adanya zona

aseismik yang tampak pada data hiposenter.

Mekanisme Gempa G. Merapi

Gempa VTA terkait dengan migrasi magma ke atas dari dapur magma ke kantong magma.

Peningkatan tekanan di kantong magma dapat memicu munculnya gempa VTB sehingga gempa

VTA dan VTB bisa muncul relatif dalam interval waktu yang sama. Akan tetapi, laju kejadian gempa

VTB selalu lebih banyak dari pada VTA; hal ini karena fragmentasi yang lebih kuat di bagian atas

tubuh gunung. Mekanisme sumber gempa VTA didominasi oleh sesar turun yang kemungkinan

berasal dari regangan horizontal akibat desakan magma dari dapur magma. Gempa VTB yang lebih

dalam sebagian besar mempunyai mekanisme sesar turun akibat desakan magma dari kantong

magma yang menimbulkan regangan horizontal batuan di atasnya. Adapun gempa VTB yang dekat

permukaan, diantaranya mempunyai mekanisme sesar turun yang akan menuju permukaan dan

sebagian yang lain mempunyai mekanisme sesar naik yang diperkirakan berasal dari lepasnya

tekanan akibat keluarnya magma atau gas ke permukaan (Hidayati, 2001).

Gempa MP yang terjadi dikaitkan dengan proses pertumbuhan kubah lava. Seperti catatan Hidayat,

dkk (2000), hal ini serupa dengan yang ada di G. Redoubt (Power dkk, 1994) dan G. Soufriere Hill

(Miller dkk, 1998). Model mekanisme sumber gempa MP belum ada secara detail. Salah satu

hipotesa adalah mekanisme pergerakan magma 'stick and slip' secara episodik dengan anggapan

adanya kekuatan geser dalam magma dengan kekentalan yang sangat tinggi. Model mekanisme

sumber ini serupa dengan yang diusulkan oleh Goto (1999) pada G. Unzen.

Gempa guguran yang mempunyai ciri durasi yang sangat panjang dan berfrekuensi cukup tinggi (1-

20 Hz) terkait dengan runtuhnya bebatuan atau lava akibat pengaruh gravitasi. Gempa LF diduga

berasal dari sumber volumetric akibat aktivitas aliran fluida dari interaksi multifase seperti magma

dengan gas atau air tanah (Brotopuspito, 1990). Gempa LF dengan durasi yang lebih panjang atau

gabungan beberapa gempa LF membentuk tipe gempa tersendiri yaitu tremor.

Di samping tipe-tipe gempa yang teramati di stasiun-stasiun seismik permanen seperti tersebut di

atas, dengan menggunakan sensor Broadband teridentifikasi gempa dengan frekuensi sangat

rendah (Very Long Periode/VLP) sekitar 0,25 Hz mengiringi gempa MP dan LF. Gempa ini nampak

pada rekaman seismometer Broadband Guralp CMG-40T yang dipasang di sekiar puncak dari

tanggal 16 Januari sampai dengan 23 Februari 1998 (Hidayat dkk, 2000). Diinterpretasikan gempa

ini mencerminkan kembang kempis tubuh G. Merapi akibat desakan gas atau magma.

Gambar Distribusi gempa vulkanik dilihat dari samping arah Barat - Timur. Memperlihatkan system

suplai magma yang melibatkan sumber yang dalam (dapur magma) dan sumber yang dangkal yaitu

kantong magma. Tampak informasi mekanisme sumber gempa dari VTA dan VTB (Hidayati, 2001).

Perubahan Kecepatan Gempa Sebagai Prekursor

Ratdomopurbo (1995) mengamati adanya gempa-gempa VTB yang identik satu sama lain dalam

kurun waktu dari Januari-September 1991 menjelang erupsi 1992 (gambar di bawah). Gempa-

gempa ini kemudian disebut sebagai multiplet. Dua famili multiplet teramati yang bersumber cukup

dekat terhadap puncak. Sinyal gempa ini dianalisa menggunakan teknik 'Moving Window Cross

Spectrum' untuk menghitung waktu tunda diantara fase-fase pada semua seismogram.

Pada dua multiplet tersebut terjadi pemendekan waktu tiba secara gradual (sekitar 1,2 %) sebagai

fungsi waktu menjelang erupsi 1992. Hal ini diinterpretasikan sebagai peningkatan kecepatan

gelombang gempa dalam tubuh gunung. Peningkatan kecepatan ini berlangsung dari bulan Mei

1991 sampai dengan September 1991, 4 bulan menjelang erupsi. Peningkatan kecepatan ini juga

tampak pada gempa LF namun dengan jumlah yang lebih kecil (Poupinet, 1996). Hal ini

dimungkinkan akibat dari peningkatan tekanan akibat desakan magma sehingga banyak rekahan

menjadi tertutup (medium menjadi lebih kompak).

Penembakan 'airgun' dalam kolam air memancarkan gelombang elastis dengan stabil dan dengan

pengaturan oleh unit instrument yang khusus dapat dilakukan perulangan yang teratur. Konfigurasi

sumber gelombang dan sebaran penerima dapat dilihat pada gambar di atas. Sumber BEB terletak

di lereng Selatan, sumber BAT di Timur Laut, dan sumber TRO di lereng Barat. Setiap hari 'airgun'

menembak sampai dengan 100 kali dengan periode 90 s.

 

Gambar Gelombang-gelombang gempa yang mempunyai bentuk yang serupa (multiplet) yang

diamati pada bulan Januari-September 1991. Gambar tersebut memperlihatkan contoh analisa dua

sinyal VTB yang serupa (doublet), dimana tampak koherensi yang baik sampai frekuensi 16 Hz.

Spektrum fase tampak linear, dengan gradien mencerminkan waktu tunda gelombang P.

Fenomena peningkatan kecepatan gelombang seismik juga terlihat pada erupsi 1998 dari

eksperimen seismic tomografi yang dilakukan pada bulan Juni - Juli. Eksperimen ini bertujuan untuk

mengetahui profil bawah permukaan G. Merapi dengan mengukur variasi nilai kecepatan gelombang

Vp dan Vs. Eksperimen dilakukan dengan menembakkan gelombang elastic dari suatu titik

kemudian diterima di tempat lain melalui tubuh gunung. Sumber gelombang elastic berupa 'airgun'.

Sistem peralatan sumber gelombang ini ditunjukkan pada gambar berikut.

Gambar Sistem peralatan pembangkit sumber gelombang elastic menggunakan 'airgun' (a). Kolam

penghantar tekanan dari 'airgun' , tampak samping (b), dan tampak atas (c).

Gambar Peta konfigurasi sumber gelombang dan penerima (kiri). Gambar kanan menunjukkan

perkembangan jumlah kejadian gempa menjelang erupsi 1998. Bersamaan dengan itu tampak

adanya peningkatan kecepatan seismic yang teramati dari sumber BEB dan BAT.

Dalam periode 30 Juni-7 Juli 1998 teramati peningkatan kecepatan gelombang dari lereng Selatan

BEB sebesar (0,08 ± 0,01) % dan dari lereng Timur Laut BAT sebesar (0,08 ± 0,02) %. Peningkatan

kecepatan seismik ini diduga proporsional dengan peningkatan tekanan dalam tubuh gunung.

Secara eksperimen laboratorium telah dibuktikan adanya ketergantungan kecepatan seismik batuan

terhadap stress yang dialami batuan tersebut, seperti yang dilakukan oleh Nur (1971) dan Gret dkk

(2006). Erupsi dimulai pada tanggal 11 Juli 1998. Tiga hari setelah erupsi ini yakni tanggal 14 Juli

1998 terdapat data dari sumber BEB yang menunjukkan bahwa kecepatan gempa belum mengalami

penurunan namun justru terus meningkat hingga mencapai (0,23 ± 0,02) % terhitung dari tanggal 30

Juni 1998. Hal ini menandakan tekanan belum terbebaskan saat erupsi yang pertama. Diduga

peningkatan ini berlanjut hingga terjadinya erupsi yang kedua yakni tanggal 19 Juli 1998.

Geomagnet

Pemantauan intensitas magnet bumi di G. Merapi dilakukan oleh Zlotnicki dkk pada tahun 1990 -

1996 bekerjasaman dengan CNRS dan LETI Perancis dan VSI melalui empat stasiun perekaman

secara digital. Lokasi stasiun bisa dilihat pada di bawah ini.

Gambar Posisi stasiun pemantauan magnetik G. Merapi. Stasiun dilambangkan dengan symbol

lingkaran solid. Peta diperbesar sehingga memuat stasiun lempong yang berjarak sekitar 20 km dari

Merapi.

Gambar Grafik selisih medan magnetic di stasiun G. Merapi terhadap stasiun referensi di Lempong

menunjukkan tren pendek terkait dengan aktivitas seismik.

Perubahan intensitas magnetik terdeteksi terkait aktivitas vulkanik meliputi tren jangka panjang

dengan amplitudo 15 nT dalam periode >10 tahun, tren jangka menengah dengan nilai sekitar 3 nT

dalam periode 1-2 tahun, dan jangka pendek mencapai nilai 1,5 nT yang berlangsung selama

beberapa bulan. Perbandingan dengan data seismik dan fenomena permukaan menunjukkan

bahwa tren jangka panjang bersumber dari Thermomagnetik, tren jangka pendek akibat

Piezomagnetik dan jangka pendek berhubungan dengan aktivitas seismic, seperti yang tampak

pada gambar di atas (Zlotnicki dkk, 2000).

Geolistrik

Gambar Peta kontur G. Merapi yang memperlihatkan posisi dari kawah-kawah letusan yang lalu

(kiri) dan profil S-P yang menunjukkan keberadaan beberapa kawah tersebut.

Berdasarkan data dari tiga stasiun pemantauan potensial diri yang dipasang bersamaan dengan

stasiun multi paramater di empat lokasi di G. Merapi, diketahui adanya kaitan dengan data

metereologi dan data seismik. Tampak pola yang menunjukkan adanya akumulasi muatan negatif di

vent fumarol akibat infiltrasi air hujan secara berulang. Diperoleh informasi juga bahwa terdapat

korelasi negatif dengan beda suhu elektroda. Menjelang dan saat 2001 nampak anomali positif yang

terbaca pada data potensial diri. Terkait dengan gempa VLP yang mengiringi gempa frekuensi tinggi

yang sempat terekam di puncak menggunakan sensor Broadband, ternyata pada tiga stasiun

memperlihatkan adanya anomali dengan amplitude mencapai 10 - 20 mV/km 15 menit sebelum

gempa itu muncul (Byrdina dkk, 2001).

Aubert dkk pada tahun 1990 - 1991 melakukan survei geofisika untuk mengetahui struktur internal

G. Merapi dengan menggunakan teknik geolistrik Self-Potensial. Profile menunjukkan dua anomali

utama yang diinterpretasikan sebagai kawah Pasarbubar dan kawah 1822. Kawah 1872 hanya

teridentifikasi sebagian saja. Untuk lebih jelasnya dapat dilihat pada berikut.

Gambar Peta kontur G. Merapi yang memperlihatkan posisi dari kawah - kawah letusan yang lalu

(kiri) dan profil S-P yang menunjukkan keberadaan beberapa kawah tersebut.

 

Gravitasi Mikro

Peta jaringan monitoring gravitasi 1993- 995

Pengukuran gravitasi untuk memantau aktivitas G. Merapi pernah dilakukan pada periode tahun

1993 - 1995 oleh Jousset dkk dengan survey berulang di jaringan puncak dan lereng menggunakan

beberapa microgravity Scintrex CG3-M dilengkapi pengukuran GPS dan juga perekaman variasi

gravitasi secara kontinyu di Pos Pengamatan Babadan.

Pada survei yang dilakukan secara berulang tersebut diperoleh nilai variasi percepatan gravitasi

mencapai 370 µGal. Sebagian besar variasi ini dapat diterangkan dengan adanya variasi topografi

akibat aktivitas pertumbuhan dan runtuhnya kubah lava. Selain kontribusi topografi ini, nilai residu

yang ada dan bernilai positif diperkirakan akibat adanya peningkatan massa di puncak sebesar 4 x

108 kg (lava 1994).

Gambar Ilustrasi pengaruh perubahan topografi dan penambahan massa terhadap anomali

gravitasi.

Gambar Korelasi anomali gravitasi dengan munculnya gempa LF

Pada rekaman kontinyu di Babadan dapat diperoleh model pasang surut gravitasi di G. Merapi

dengan akurasi 1,3 µGal. Adanya korelasi antara residu gravitasi dengan kegempaan G. Merapi

semisal LF, mendukung interpretasi bahwa osilasi tekanan yang berpengaruh pada nilai gravitasi

merupakan cerminan aktivitas kristalisasi dan lepasnya gas ke permukaan ditunjukkan pda gambar

di atas(Jousset dkk, 2000).

DEFORMASI

Pengukuran deformasi G. Merapi dilakukan dengan menggunakan berbagai metoda antara lain

pengukuran jarak dengan EDM (Electronics Distance Measurement), GPS (Global Positioning

System) dan Telemetri Tiltmeter. Berikut ini dijelaskan masing-masing metoda pengukuran

deformasi dengan contoh-contoh hasil yang telah dicapai.

EDM

Usaha untuk melihat deformasi yang terjadi terkait dengan erupsi dilakukan dengan berbagai cara

salah satunya adalah dengan prinsip EDM. Pemantauan dengan sistem ini telah dilakukan sejak

tahun 1980 menggunakan prisma-prisma reflektor permanen walaupun belum terlihat deformasi

yang signifikan melebihi ralat sistem (Siswowidjoyo dkk, 1980).

Gambar Jaringan pengukuran EDM 1988-1991.Tampak keterangan deformasi total dalam kurun

waktu tersebut pada setiap titik pengukuran.

Pada tahun 1988 kembali dilakukan survey EDM oleh Voight dkk yang didukung oleh USGS,

USAID, dan VSI. Program ini dilakukan dengan survey jaringan trilaterasi di puncak dan pengukuran

jarak miring dari pos pengamatan terhadap reflektor-reflektor permanen di puncak.

Berdasarkan obervasi selama beberapa tahun, terukur deformasi sebesar 1,1 m/th di sektor Selatan

puncak yang berlangsung pada tahun 1990 dan 1991 sebagai prekursor erupsi Januari Februari

1992. Secara umum, deformasi puncak yang terjadi tidak simetris di setiap sektor namun dominan

ke arah mendekati Utara-Selatan. Medan deformasi ini diinterpretasikan sebagai akibat migrasi ke

atas sumber tekanan di bawah kawah sekitar kedalaman 1 km.

Berdasarkan obervasi selama beberapa tahun, terukur deformasi sebesar 1,1 m/th di sektor Selatan

puncak yang berlangsung pada tahun 1990 dan 1991 sebagai prekursor erupsi Januari-Februari

1992. Secara umum, deformasi puncak yang terjadi tidak simetris di setiap sektor namun dominan

ke arah mendekati Utara-Selatan. Medan deformasi ini diinterpretasikan sebagai akibat migrasi ke

atas sumber tekanan di bawah kawah sekitar kedalaman 1 km.

Saat ini pemantauan deformasi menggunakan EDM hanya dilakukan pada pengukuran jarak miring

reflektor-reflektor puncak terhadap pos-pos pengamatan. Berikut adalah gambar peta jaringan

pemantauan EDM saat ini.

 

Gambar Peta jaringan pengukuran jarak miring dengan EDM 2003-2007.

Pasca erupsi 1994, data deformasi EDM tetap menunjukkan prekursor yang jelas menjelang

beberapa siklus erupsi seperti erupsi 2001 dan 2006. Pada erupsi 2006, indikasi adanya

peningkatan tekanan terbaca sejak tanggal 14 Februari 2003, dimana terjadi peningkatan kelajuan

deformasi yang berlanjut sampai menjelang munculnya kubah lava dan turun secara drastis saat

magma mulai keluar di permukaan puncak. Seperti halnya yang terjadi pada erupsi 1992, deformasi

tidak terjadi merata secara radial terhadap kubah lava. Menjelang erupsi 2006, deformasi nampak

dominan ke arah Selatan - Tenggara diikuti yang ke arah Barat Daya sedangkan deformasi ke arah

Utara sangat kecil dibandingkan dengan arah pengukuran yang lain.

GPS

Penyelidikan deformasi puncak menggunakan GPS telah dilakukan sejak tahun 1993 oleh

Beauducel dkk bekerjasama dengan Perancis. Metode pengukuran memiliki beberapa karakteristik

meliputi penggunaan receiver portable dual-frequency, baselines yang pendek (<500m), prosesing

kinematic/rapid-static, adjustment gabungan antara kinematik dan statik, dan prosesing otomatis.

Gambar Lintasan pengukuran GPS kinematik (kiri) dan titik-titik referensi pengukuran statik.

Dari tahun 1993 sampai 2006, jaringan pengukuran GPS relatif tidak ado perubahan yang berarti.

Gambar 1 memperlihatkan lintasan pengukuran GPS dengan kinematik dan titik-titik referensi.

Survey GPS tahun 2006 memperlihatkan adanya perubahan pola deformasi yang mencerminkan

dinamika tekanan menjelang erupsi dan setelahnya. Vektor deformasi yang nampak di sebagian

besar titik pengukuran periode September 2005 sampai dengan Maret 2006 menunjukkan pola

radial yang seragam sehingga apabila di potongkan akan nampak adanya pemusatan tekanan.

Hal ini mencerminkan sumber tekanan yang sangat dekat dengan permukaan puncak. Setelah

erupsi, tampak vektor deformasi lebih acak dengan magnitudo yang jauh lebih kecil. Ini

menunjukkan sumber tekanan yang lemah dan menyebar.

 

Gambar Vektor-vektor deformasi periode September 2005 s/d Maret 2006 (kiri), dan periode Maret

sampai dengan November 2006.

Telemetri Tiltmeter

Monitoring kemiringan permukaan secara elekronis telah dimulai sejak 1990. Pemantauan lebih

intensif dan kontinu dilakukan bekerjasama dengan USGS dan Penn State Unv (Young, 1994).

Ilmuwan Jepang juga memasang beberapa platform Tiltmeter diikuti oleh ilmuwan Jerman

(Rebscher, 1997) dan Perancis (Beauducel dan Cornet, 2000). Gambar di bawah ini

memperlihatkan peta jaringan monitoring Tiltmeter 1992 - 1998 kerjasama VSI, USGS dan Penn

State Unv. Sensor yang digunakan adalah tipe Applied geomechanics model 800 untuk di puncak

dengan resolusi 2,6 µrad/mV, dan model 701 dengan resolusi 0,1 µrad/mV untuk di lereng.

Gambar Peta jaringan monitoring Tiltmeter G. Merapi 1992 - 1998

Gambar Grafik jarak miring yang terukur dari Pos Babadan terhadap sektor Barat Daya G. Merapi.

Tampak peningkatan laju pemendekan jarak dua tahun setelah erupsi 2001.

Di antara sensor Tiltmeter yang terpasang, yang memberikan informasi deformasi paling dominan

adalah sensor yang berada di puncak T3 sektor Barat Daya. Pada tahun 1997 teramati laju

kemiringan pada orde 200 µrad/hari, sedangkan pada tahun 1998 meningkat menjadi 5000 µrad/hari

(gambar di atas). Hal ini selain mencerminkan intensitas tekanan yang tinggi namun juga

menunjukkan tubuh batuan tempat kedudukan sensor yang mulai lepas terhadap batuan induknya.

Secara umum, inflasi yang terjadi yang ditunjukkan Tiltmeter ini terkait dengan pertumbuhan kubah

lava, sedangkan deflasi terkait dengan runtuhnya material kubah lava (Voight dkk, 2000). Pada

erupsi 2006 sensor Tiltmeter yang dipasang di puncak tepatnya di Lava 1957 memberikan prekursor

yang cukup jelas. Sejak awal tahun 2006 sudah tampak adanya inflasi meskipun dengan laju yang

rendah, sekitar 19 µrad/hari. Setelah itu menjelang munculnya kubah lava laju inflasi menjadi

meningkat drastic mencapai 375 µrad/hari (komponen radial). Perubahan kemiringan radial terhadap

kubah lava dam kemiringan arah tangensial dari waktu ke waktu menjelang munculnya kubah lava

dan teramati nya kubah lava dipermukaan disajikan pada gambar berikut.

 

Gambar Grafik perubahan kemiringan yang terukur oleh sensor Tiltmeter yang dipasang di lava

1957 puncak G. Merapi. Lingkaran merah adalah kemiringan arah radial terhadao kubah lava,

sedangkan lingkaran biru kemiringan arah tengensial.

Kimia Gas

Pengukuran Laju Emisi Gas SO2 dengan COSPEC

Sulfur dioksida (SO2) merupakan salah satu komponen yang ada dalam gas vulkanik yang dimonitor

emisinya untuk memantau aktivitas suatu gunungapi. Konsentrasi SO2 bervariasi antara 5% sampai

50% mol, dengan fluks yang bervariasi.

Monitorig emisi SO2 suatu gunungapi biasanya menggunakan Corelation Spectroscopy (COSPEC).

Metoda ini telah digunakan lebih dari tiga puluh tahun terakhir. Pengukurannya dapat dilakukan dari

jarak jauh, walau gunungapi pada kondisi sedang terjadi letusan, dan merupakan salah satu

kegiatan utama dibidang vulkanologi. COSPEC mempunyai peran yang sangat penting dalam

beberapa krisis dan letusan suatu gunungapi, seperti Merapi, Kilauea, St. Helens dan sebagainya.

Data COSPEC juga digunakan sebagai dasar evaluasi emisi SO2 gunungapi ke atmosfer scara

global dan gas lain (menggunakan estimasi proporsi relatif terhadap gas SO2.

COSPEC mengukur kolom SO2 dengan menggunakan pancaran sinar ultra violet (UV) sebagai

sumber energinya. Sinar masuk ke dalam instrumen dan bergerak melalui serangkaian cermin,

lensa, dan slit untuk mencapai detektor dan photo multiplier dimana sinar dirubah kedalam pulsa

listrik dan amplifier. Jika gas ada di dalam instrumen, COSPEC mendeteksi sejumlah radiasi UV

yang diserap oleh SO2. Biasanya pengukuran dengan COSPEC dilakukan pada tempat yang tetap

(fix position), dengan menempatkan COSPEC pada tripot yang berotasi dan melakukan scanning

diarea plume. Pengukuran biasanya dilakukan dari jarak jauh. Selain itu COSPEC juga dioperasikan

diatas mobil atau boat, kemudian mobil berjalan melintasi dibawah plumme, jika tidak ada jalan yang

dapat dilalui mobil, COSPEC dioperasikan di atas helicopter, yang berarti membutuhkan biaya tambahan

yang besar serta keterbatasan geografi, COSPEC tidak dapat digunakan dimana saja karena beratnya.

Satu hal lagi yang merupakan kelemahan COSPEC adalah masalah perawatan dan perolehan suku

cadang pengganti semakin meningkat kesulitannya.

Emisi Gas SO2

Gambar Skema pengukuran emisi gas SO2 dengan sistem DOAS dan aplikasinya di Gunung

Merapi.

Di Gunung Merapi, pengukuran emisi gas SO2 dengan COSPEC telah dilakukan secara harian

sejak tahun 1990. Metoda ini merupakan salah satu pemantauan jarak jauh berdasarkan geokimia

yang telah banyak diaplikasikan di gunungapi lain di dunia. Dengan prinsip dan cara pengukuran

yang sama dengan COSPEC, saat ini pengukuran emisi gas SO2 telah dikembangkan

menggunakan DOAS (Differential Optical Absorption Spectroscopy). Skema pengukuran emisi gas

SO2 dengan sistem DOAS dan aplikasinya di Gunung Merapi disajikan pada gambar di atas.

Hasil pengukuran emisi gas SO2 di G. Merapi dari tahun 1990 sampai dengan tahun 2006 disajikan

pada gambar di bawah ini. Dari gambar tersebut dapat dinyatakan bahwa pada keadaan aktif

normal Gunung Merapi melepaskan SO2 rata-rata sekitar 100 ton/hari dan emisi gas meningkat

apabila terjadi peningkatan aktivitasnya. Pada erupsi Gunung Merapi tanggal 14 Juni 2006, emisi

gas SO2 rata-rata mencapai 300 ton/hari. Hasil pengukuran emisi gas SO2 yang tinggi yang

mengawali terjadinya erupsi gunungapi tercatat Gunungapi Etna and Asama volcano.

Gambar Hasil pengukuran emisi gas SO2 di G. Merapi tahun 1990-2007.

Gambar di atas menunjukkan bahwa secara garis besar emisi gas SO2 di G. Merapi meningkat

pada saat tercatat adanya peningkatan aktivitas. Pada awal aktivitas G. Merapi, emisi gas SO2

menunjukkan tren meningkat secara tidak signifikan, tetapi saat aktivitas makin meningkat maka

emisi SO2 meningkat tajam dan tercatat maksimum pada saat atau setelah terjadi erupsi. Prediksi

erupsi berdasarkan emisi gas SO2 tidak sangat tepat tetapi diagnosa menunjukkan bahwa

gunungapi memiliki potensi erupsi. Oleh karena itu, tren emisi gas SO2 digunakan sebagai data

pendukung dalam evaluasi tingkat aktivitas gunungapi.

Pada erupsi G. Merapi Februari 1992, emisi gas SO2 rata-rata pada status "Normal" kurang dari 100

ton/hari (tahun 1991), kondisi ini menggambarkan bahwa proses pelepasan gas terhambat. Sejak

September 1991 sampai Februari 1992 (status "Awas") emisi gas meningkat tajam hingga 400

ton/hari. Tingginya jumlah pelepasan gas diduga akibat dari konduit telah terbuka. Selanjutnya emisi

gas menunjukkan tren menurun hingga Bulan September 1992. Sehingga dapat dinyatakan bahwa

selama episode erupsi G. Merapi Februari 1992, variasi emisi gas SO2 memiliki korelasi dengan

tingkat aktivitasnya. Pada perioda erupsi November 1994, emisi gas SO2 pada status "Normal"

sekitar 150 ton/hari demikian juga pada perioda Juni 1998 dan Januari 2001.

Gambar di atas menunjukkan bahwa pada tahun 2004 emisi gas SO2 rata-rata sekitar 100 ton/hari.

Pada awal 2005, emisi gas menunjukkan peningkatan secara gradual sehingga emisi gas sekitar

150 ton/hari. Pada Januari-April 2006, emisi gas terus menunjukkan peningkatan (gambar di bawah)

hingga menunjukkan rata-rata hampir 200 ton/hari. Sejak Mei 2006, emisi gas meningkat secara

tajam hingga mencapai 300 ton/hari yang tercatat sebelum erupsi 14 Juni 2006. Pada saat

terjadinya erupsi, pengukuran emisi gas tidak dapat dilakukan karena terhalang oleh abu vulkanik

yang dilontarkan.

Gambar Emisi gas SO2 yang diukur dengan COSPEC dari Pos Pengamatan G. Merapi Jrakah.

KAWASAN RAWAN BENCANA

Peta Kawasan Rawan Bencana G. Merapi