Gempabumi dan Lempeng Tektonik

Gempabumi dan Lempeng Tektonik

Gempa bumi merupakan fenomana alam dimana terjadi prose
s pelepasan energi yang terakumulasi selama kurun waktu tertentu secara tiba-tiba akibat adanya pergerakan lempeng tektonik di dalam bumi.

Menurut teori tektonik lempeng, bagian luar bumi merupakan kulit yang tersusun oleh lempeng-lempeng tektonik yang saling bergerak. Di bagian atas disebut lapisan litosfir merupakan bagian kerak bumi yang tersusun dari material yang kaku. Lapisan ini mempunyai ketebalan sampai 80 km di daratan dan sekitar 15 km di bawah samudra. Lapisan di bawahnya disebut astenosfir yang berbentuk padat dan materinya dapat bergerak karena perbedaan tekanan.Litosfir adalah suatu lapisan kulit bumi yang kaku, lapisan ini mengapung di atas astenosfir. Litosfir bukan merupakan satu kesatuan tetapi terpisah-pisah dalam beberapa lempeng yang masing-masing bergerak dengan arah dan kecepatan yang berbeda-beda. Pergerakan tersebut disebabkan oleh adanya arus konveksi yang terjadi di dalam bumi.

Batas lempeng tektonik dapat dibedakan atas tiga bentuk utama, konvergen, divergen, dan sesar mendatar. Bentuk yang lainnya merupakan kombinasi dari tiga bentuk batas lempeng ini.

a. Pada bentuk konvergen lempeng yang satu relatif bergerak menyusup di bawah lempeng yang lain. Zona tumbukan ini diindikasikan dengan adanya palung laut (trench), dan sering disebut juga dengan zona subduksi atau zona Wadati-Benioff. Zona penunjaman ini menyusup sampai kedalaman 700 km dibawah permukaan bumi di lapisan astenosfir. Bentuk konvergen berasosiasi terhadap sumber gempa dalam dan juga gunung api.

b. Pada bentuk divergen kedua lempeng saling menjauh sehingga selalu terbentuk material baru dari dalam bumi yang menyebabkan munculnya pegunungan di dasar laut yang disebut punggung tengah samudra (mid oceanic ridge).

c. Pada tipe jenis sesar mendatar kedua lempeng saling bergerak mendatar. Sketsa jenis pertemuan lempeng tektonik dapat dilihat pada gambar berikut.

Gambar1.1 Sketsa jenis pertemuan lempeng tektonik

Jenis-jenis Gempabumi

Jenis-jenis gempabumi berdasarkan penyebab terjadinya

a. Gempa Bumi Vulkanik (Gunung Api)

Gempa bumi ini terjadi akibat adanya aktivitas magma, yang biasa terjadi sebelum gunung api meletus. Apabila keaktifannya semakin tinggi maka akan menyebabkan timbulnya ledakan yang juga akan menimbulkan terjadinya gempa bumi. Gempa bumi tersebut hanya terasa di sekitar gunung tersebut.

b. Gempa Bumi Tektonik

Gempa Bumi ini disebabkan oleh adanya aktivitas tektonik, yaitu pergeseran lempeng-lempeng tektonik secara mendadak yang mempunyai kekuatan dari yang sangat kecil hingga yang sangat besar. Gempa bumi ini banyak menimbulkan kerusakan-kerusakan atau bencana alam di bumi, getaran gempa bumi yang kuat mampu menjalar ke seluruh bagian bumi.

c. Gempa Bumi Runtuhan

Gempa bumi ini biasanya terjadi pada daerah kapur ataupun pada daerah pertambangan, gempa bumi ini jarang terjadi.

d. Gempa Bumi Buatan

Gempa Bumi buatan adalah gempa bumi yang disebabkan oleh aktivitas dari manusia, seperti pada peledakan nuklir dan dinamit.

Gempabumi yang terjadi di sekitar perbatasan lempeng biasa disebut gempa interplate, sedang yang terjadi pada patahan lokal yang berada pada satu lempeng disebut gempa intraplate.

Jenis Gempabumi berdasarkan bentuk pertemuan lempengnya

a. Gempa bumi yang terjadi di sepanjang sistem rift dimana lempeng samudra terbentuk. Gempa bumi yang terjadi di sepanjang sistem subduksi dimana lempeng samudra menyusup di bawah lempeng kontinen.

b.  Gempa bumi yang terjadi di sepanjang patahan transform atau sesar geser dimana pertemuan lempeng tektonik saling menggeser secara horizontal.

Tiga jalur gempa bumi utama

a. Jalur Gempa Bumi Sirkum Pasifik

Jalur ini dimulai dari Cardilleras de los Andes (Chili, Equador dan Catibia), Amerika Tengah, Mexico, California, British, Columbia, Alaska, Alaution Island, Kamchatka, Jepang, Taiwan, Filipina, Indonesia, Polynesia dan berakhir di New Zealand.

b. Jalur Gempa Bumi Mediteran atau Trans Asiatic

Jalur ini dimulai dari Azores, Mediteran (Maroko, Portugal, Italia, Balkan, Rumania), Turki, Kaukasus, Irak, Iran, Afganistan, Himalaya, Burma, Indonesia (Sumatera, Jawa, Nusa Tenggara dan Laut Banda) dan akhirnya bertemu dengan jalur Sirkum Pasifik di daerah Maluku.

c.Jalur Gempa Bumi Mid-Atlantic

Jalur ini mengikuti Mid-Atlantic Ridge yaitu Spitsbergen, Iceland dan Atlantik Selatan

Sebanyak 80 % dari gempa di dunia, terjadi di jalur Sirkum Pasifik yang sering disebut sebagai Ring of Fire karena juga merupakan jalur Vulkanik. Sedangkan pada jalur Mediteran terdapat 15 % gempa dan sisanya sebanyak 5 % tersebar di Mid Atlantic dan tempat-tempat lainnya.

Di Indonesia lokasi sumber gempabumi berawal dari Sumatra, Jawa, Bali, Nusa Tenggara, sebagian berbelok ke Utara di Sulawesi, kemudian dari Nusa Tenggara sebagian terus ke timur Maluku dan Irian.

Hanya pulau Kalimantan yang relatif tidak adasumber gempa kecuali sedikit bagian timur

Gambar 1.2. Peta sebaran episenter di Indonesia periode 1965-1995

Tipe Gempabumi menurut Mogi

a.  Tipe I     : Pada tipe ini gempa bumi utama diikuti gempa susulan tanpa didahului oleh  gempa pendahuluan (fore shock).

b. Tipe II : Sebelum terjadi gempa bumi utama, diawali dengan adanya gempa pendahuluan dan selanjutnya diikuti oleh gempa susulan yang cukup banyak.

c. Tipe III : Tidak terdapat gempa bumi utama. Magnitude dan jumlah gempabumi yang terjadi besar pada periode awal dan berkurang pada periode akhir dan biasanya dapat berlangsung cukup lama dan bisa mencapai 3 bulan. Tipe gempa ini disebut tipe swarm dan biasanya terjadi pada daerah vulkanik seperti gempa gunung Lawu pada tahun 1979.

Jenis Gempa bumi Berdasarkan Kekuatannya

a. Gempabumi yang sangat besar, M > 8     SR

b. Gempabumi besar, M antara 7 – 8 SR

c. Gempabumi merusak, M antara 5 – 6 SR

d. Gempabumi sedang, M antara 4 – 5 SR

e. Gempabumi kecil, M antara 3 – 4 SR

f.  Gempabumi mikro, M antara 1 – 3 SR

g. Gempabumi ultramikro, M < 1 SR

Jenis Gempabumi berdasarkan Kedalaman Sumber

a. Gempa bumi dalam yaitu gempa bumi dengan kedalaman (h) > 450 km

b.  Gempa bumi menengah yaitu gempa bumi dengan kedalaman (h) 66 – 450 km

c. Gempa bumi dangkal yaitu gempa bumi dengan kedalaman (h) 0 – 65 km

Gelombang Seismik dan Persamaan Gelombang

Gelombang seismik

Gelombang Seismik adalah gelombang elastik yang menjalar ke seluruh bagian dalam bumi dan melalui permukaan bumi, akibat adanya lapisan batuan yang patah secara tiba tiba atau adanya suatu ledakan.

Gelombang utama gempa bumi terdiri dari dua tipe yaitu :

a. Gelombang Bodi (Body Waves)

Gelombang bodi merupakan gelombang yang menjalar melalui bagian dalam bumi dan dapat menjalar ke segala arah di dalam bumi.

Gelombang ini dibedakan lagi menjadi dua tipe yaitu :

– Gelombang Primer (P)

Gelombang yang arah rambatnya sejajar dengan arah getar partikel medium yang dilaluinya. Gelombang primer kecepatannya paling tinggi diantara gelombang yang lain dan tiba pertama kali. Gelombang ini disebut juga gelombang longitudinal atau gelombang kompresional. Menurut Poisson kecepatan gelombang P mempunyai √3 dari kecepatan gelombang S.

– Gelombang Sekunder (S)

Gelombang yang arah rambatnya tegak lurus dengan arah getar medium yang dilaluinya. Gelombang sekunder tiba setelah gelombang priner dan terdiri dari dua komponen berdasarkan arah getarnya, yaitu gerakan partikel horizontal (SH) dan gerakan partikel vertikal (SV). Gelombang ini disebut juga gelombang transversal atau gelombang shear.

b. Gelombang Permukaan (Surface Waves)

Gelombang permukaan merupakan gelombang elastik yang menjalar sepanjang permukaan bumi (tide waves), karena gelombang ini terikat harus menjalar melalui suatu lapisan atau permukaan. Gelombang ini terdiri dari :

– Gelombang Love (L) dan Gelombang Rayleigh (R)

Gelombang ini menjalar melaui permukaan bebas dari bumi. Gelombang L gerakan partikelnya sama dengan gelombang SH dan memerlukan media yang berlapis. Gelombang R lintasan gerak partikelnya merupakan suatu bentuk ellips. Bidang ellips ini vertikal dan berimpit demgan arah penjalarannya. Gerakan partikelnya ke belakang (bawah maju atas mundur). Gelombang R menjalar melalui permukaan media yang homogen.

– Gelombang Stonely

Gelombang ini arah penjalarannya seperti gelombang R tetapi menjalar melalui batas antara dua lapisan di dalam bumi.

– Gelombang Channel

Gelombang ini menjalar melalui lapisan yang berkecepatan rendah (low velocity layer) di dalam bumi.

Gambar 1.3. Penjalaran Gelombang Seismik

kurva waktu jalar terhadap jarak episenter (ES) untuk gelombang langsung, dipantulkan dan dibiaskan sebagai berikut:

Gambar 3.6. Kurva waktu jalar terhadap jarak episenter; garis 1,2 dan 3 berturut-turut  menunjukkan waktu jalar gelombang langsung, bias dan pantul; EXcr adalah jarak kritis; EXco adalah jarak cross over; sedang S1, S2, dan S3 adalah stasiun pengamat.

Terlihat pada gambar diatas , bahwa pada jarak ES hanya akan  mencatat gelombang langsung dan gelombang yang hanya dipantulkan. Pada jarak episenter lebih besar atau sama dengan EXCr stasiun akan merekam gelombang yang dibiaskan disamping gelombang yang langsung maupun yang dipantulkan. Jarak EXCr ini dikenal sebagai jarak kritis.

Dari kurva tersebut dapat dianalisis bahwa gelombang yang dipantulkan tidak pernah tiba lebih awal di stasiun pencatat. Pada jarak lebih besar atau sama dengan jarak Cross Over ( EXCo ), gelombang yang lebih dahulu sampai di stasiun pencatat dan sebaliknya untuk jarak yang lebih kecil dari EXCo maka gelombang yang langsung akan sampai lebih dahulu.

Sebagai petunjuk analisis pembacaan seismogram, prinsip-prinsip berikut dapat dipakai:

  • Periode dominan gelombang crustal seperti Pg, P*, Pn, Sg, S*, Sn, dsb umumnya adalah kurang dari satu detik. Dalam hal ini catatan terbaik jika dilihat pada seismograf periode pendek.
  • Amplitude gelombang S lebih besar dari P, dan biasanya terbaca jelas pada komponen horizontal.
  • Pada jarak episenter kurang dari 200 km (tergantung pada model struktur kerak dan kedalaman fokus), gelombang yang pertama datang adalah Pg dan jika lebih dari 200 km gelombang yang datang lebih dulu adalah Pn.
  • Gempa permukaan (sangat dangkal) yang jarak episenternya kurang dari 600 km, sering menimbulkan gelombang permukaan Rayleigh (Rg) dan kelihatan jelas pada catatan seismograf komponen vertikal.
  • Gempa lokal dan regional yang tidak besar lamanya catatan dalam seismogram (duration time) hanya beberapa menit.
  • Untuk memudahkan pembacaan sebaiknya dilakukan dengan banyak stasiun, agar dapat membandingkannya.

MAGNITUDO GEMPA BUMI

Magnitudo merupakan kekuatan dari gempa bumi yaitu mempresentasikan energi yang dipancarkan sumber gempa bumi dalam bentuk pancaran gelombang seismik. Penentuan magnitudo dari berbagai stasiun pencatat gempa untuk gempa yang sama harusnya mempunyai harga yang hampir sama (dengan batas toleransi 0,2 – 0,3). Seorang seismologist Amerika, CF. Richter pada tahun 1935 untuk pertama kalinya memperkenalkan konsep tentang perhitungan magnitudo berdasarkan seismograf Wood Anderson. Secara umum rumusan magnitudo sebagai berikut :

M = Log (A/T) + f (∆,h) +Cs + Cr    (2.4-a)

Dimana :

M  = Magnitudo

A  = Amplitudo gerakan tanah (μm)

T  = Periode gelombang (sekon)

∆  = Jarak episenter (derajat)

h  = Kedalaman fokus

Cs = Koreksi stasiun

Cr = Koreksi regional

Dari rumusan empiris diatas harga magnitudo tidak ada batasnya. Tetapi karena kekuatan (strength) batuan dalam menahan akumulasi stress (energi) terbatas maka besaran atau harga magnitudo gempa menjadi terbatas. Ada beberapa istilah magnitudo yang biasa digunakan diantaranya :

Magnitudo Lokal (ML)

Magnitudo ini pertama kali ditemukan oleh Richter (1935) unutk mendeteksi gempa-gempa lokal di sekitar California selatan. Seismograf yang digunakan saat itu seismograf  Wood Anderson derngan konstanta-konstanta : T (periode batas) = 0,8 ; Magnifikasi maksimum = 2800 ; faktor dumping = 0,8 ; seismograf terletak pada jarak kurang dari 100 km dari episenter. Persamaannya yaitu :

ML = Log A – Log ∆                           (2.4-b)

Dimana :

ML = Magitudo lokal

A  = Amplitudo maksimum getaran tanah (μm)

∆  = Jarak stasiun pencatat ke sumber gempa bumi (km) dengan ∆ ≤ 600 Km

Sedangkan magnitudo untuk gempa-gempa di luar jarak ini juga dapat dihitung    asalkan jarak episenter ke stasiun dan amplitudonya diketahui.

Magnitudo Gelombang Permukaan (MB)

Magnitudo ini didefinisikan berdasarkan catatan amplitudo dari gelombang P yang menjalar melalui bagian dalam bumi (Lay. T dan Wallace.T.C. 1995). Persamaan umumnya yaitu :

MB = Log (A/T) + f (∆,h)                    (2.4-c)

Dimana :

MB = Magnitudo gelombang badan

A   = Amplitudo gerakan tanah (μm)

T   = Periode (sekon)

∆   = Jarak episenter (km)

h   = Kedalaman fokus (km)

Persamaan ini digunakan oleh Gutenberg (1945), untuk gelombang badan yang lain (p, pp, s) untuk berbagai kedalaman.

Magnitudo Gelombang Permukaan (MS)

Magnitudo tipe ini didapatkan sebagai hasil pengukuran terhadap gelombang permukaan (surface waves). Untuk jarak ∆ > 600 km seismogram periode panjang (long periode seismogram) dari gempa bumi dangkal didominasi oleh gelombang permukaaan, gelombang ini biasanya mempunyai periode sekitar 20 detik. Persamaan umumnya yaitu :

MS = Log A + C1 Log ∆ + C2          (2.4-d)

Dimana :

MS = Magnitudo gelombang permukaan

A = Amplitudo maksimum dari pergeseran tanah horizontal pada periode 20 detik (μm)

∆   = Jarak episenter ( km)

C1, C2   = Koefisien dan konstanta yang didapatkan dengan pendekatan empiris.

Magnitudo Durasi (MD)

Menurut Lee Stewart (1981), sejak tahun 1972, studi mengenai kekuatan gempa bumi dikembangkan pada penggunaan durasi sinyal gempa bumi untuk menghitung magnitudo bagi kejadian gempa lokal. Magnitudo durasi merupakan fungsi dari total durasi sinyal seismik (Massinon. B,1986). Ada beberapa rumusan magnitudo yang biasa digunakan, diantaranya yaitu :

Bisztricsany (1958)

MD = a Log t + b ∆ + c                     (2.4-e)

Tsumura (1967)

MD = a + b Log D + c R + d h          (2.4-f)

Alveerez (1990)

MD = a Log D + b                            (2.4-g)

Dimana :

MD = Magnitude Durasi

T dan D  = Lamanya getaran (sekon)

∆            = Jarak hiposenter (km)

R           = Jarak episenter (km)

h            = Kedalaman pusat gempa

a, b, c, dan d konstanta

One response to this post.

  1. Posted by geofisika42 on July 21, 2010 at 9:32 am

    teman2 blog kita namanya apa coy?
    geofisika 42 apa yg mana?

    Reply

Leave a Reply

Fill in your details below or click an icon to log in:

WordPress.com Logo

You are commenting using your WordPress.com account. Log Out / Change )

Twitter picture

You are commenting using your Twitter account. Log Out / Change )

Facebook photo

You are commenting using your Facebook account. Log Out / Change )

Google+ photo

You are commenting using your Google+ account. Log Out / Change )

Connecting to %s

%d bloggers like this: