Archive for the ‘Seismologi’ Category

Energi Gempabumi

Energi Gempabumi

Bentuk energi yang dilepaskan saat terjadinya gempabumi antara lain adalah energi deformasi gelombang. Energi deformasi dapat dilihat pada perubahan bentuk volume sesudah terjadinya gempa bumi, seperti misalnya tanah naik, tanah turun, pergeseran batuan, dan lain-lain. Sedangkan energi gelombang akan menggetarkan medium elastis disekitarnya dan akan menjalar ke segala arah.

Pemancaran energi gempa bumi dapat besar ataupun kecil, hal ini tergantung dari karakteristik batuan yang ada dan besarnya stress yang dikandung oleh suatu batuan pada suatu daerah. Pada suatu batuan yang rapuh ( batuan yang heterogen ), stress yang dikandung tidak besar karena langsung dilepaskan melalui terjadinya gempa gempa-gempa kecil yang banyak. Sedangkan untuk batuan yang lebih kuat ( batuan yang homogen ), gempa kecil tidak terjadi        ( jarang terjadi ) sehingga stress yang dikandung sangat besar dan pada suatu saat batuannya tidak mampu lagi menahan stress, maka akan terjadi gempa dengan magnitude yang besar.

Dengan kata lain untuk batuan yang lebih rapuh ( heterogen ), energi yang dikumpulkan tidak terlalu besar karena langsung dilepaskan dalam bentuk gelombang seismik, sedangkan untuk batuan yang lebih kuat, energinya akan dikumpulkan dalam waktu relatif lebih lama sehingga pada saat dilepaskan (karena batuan sudah tidak mampu lagi menahan stress), energinya sudah terkumpul banyak dan gempabumi yang terjadi akan lebih besar.

Energi gempa bumi dapat ditaksir dari pengamatan makroseismik, tetapi biasanya tidak diperoleh hasil yang memadai. Gelombang seismik merupakan bentuk energi yang paling mudah dideteksi yaitu dengan cara pencatatan pada alat. Dengan menggunakan data ini kita dapat menaksir energi gempabumi yang memadai. Ukuran besarnya energi gempabumi ditentukan dengan hasil catatan amplitudo gelombang seismik yang dinyatakan dengan istilah Magnitude gempabumi.

Penentuan magnitude baik menggunakan gelombang bodi ( mb ), maupun gelombang permukaan ( Ms ) tidak menunjukan skala yang sama. Secara historis ML, Ms, dan mb dimaksudkan untuk mendapatkan titik temu satu sama lain, akan tetapi pada kenyataannya penentuan secara terpisah menggambarkan ketidak setaraan terutama antara mb dan Ms.

Gutenberg dan Richter ( 1956 ) memperoleh hubungan antara Ms dan mb, sebagai mana terlihat pada persamaan (4.1-4). Kemudian Bath, pada tahun yang sama menyatakan bahwa:

mb = 0,61 Ms + 2,7..………………..(4.3-1)

Sedangkan Karnik, Venek, dan Zatopek pada tahun 1957 menyatakan bahwa hubungan antara kedua magnitude itu sama dengan yang dibuat oleh Bath.

Bertolak dari kenyataan diatas, maka  Gutenberg membuat penyeragaman dari nilai magnitude yang dikenal dengan  Unitied Magnitude sebagai rata-rata dari nilai mb dan Ms. Dengan nilai magnitude tersebut diperoleh hubungan antara energi terhadap magnitude sebagai berikut:

log E = 5,8 + 2,4 M

Dimana, E adalah  energi di pusat gempa, dalam satuan erg dan M adalah magnitude.

Sedangkan rumusan energi secara terpisah yang disepakati secara Internasional dipilih rumusan dari Bath, yang dinyatakan untuk mb dan Ms berturut-turut sebagi berikut:

log E = 5,78 + 2,48 mb

log E = 12,24 + 1,44 Ms

Perlu pula dijelaskan disini bahwa rumusan yang asli dari Gutenberg dan Richter ( 1942 ) adalah :

log E = 11,3 + 1,8 Ms

Advertisements

SKALA MODIFIED MERCALLI INTENSITY (MMI)

SKALA MODIFIED MERCALLI INTENSITY (MMI)

  1. Getaran tidak dirasakan kecuali dalam keadaan hening oleh beberapa orang.
  1. Getaran dirasakan oleh beberapa orang yang tinggal diam, lebih-lebih di rumah tingkat atas. Benda-benda ringan yang digantung bergoyang.
  1. Getaran dirasakan nyata dalam rumah tingkat atas. Terasa getaran seakan ada truk lewat, lamanya getaran dapat ditentukan.
  1. Pada siang hari dirasakan oleh orang banyak dalam rumah, di luar oleh beberapa orang. Pada malam hari orang terbangun, piring dan gelas dapat pecah, jendela dan pintu berbunyi, dinding berderik karena pecah-pecah. Kacau seakan-akan truk besar melanggar rumah, kendaraan yang sedang berhenti bergerak dengan jelas.
  1. Getaran dirasakan oleh hampir semua penduduk, orang banyak terbangun. Jendela kaca dan plester dinding pecah, barang-barang terpelanting, pohon-pohon tinggi dan barang-barang besar tampak bergoyang. Bandul lonceng dapat berhenti.
  1. Getaran dirasakan oleh semua penduduk, kebanyakan terkejut dan lari keluar, kadang-kadang meja kursi bergerak, plester dinding dan cerobong asap pabrik rusak. Kerusakan ringan.
  1. Semua orang keluar rumah, kerusakan ringan pada rumah-rumah dengan bangunan dan konstruksi yang baik. Cerobong asap pecah atau retak-retak. Goncangan terasa oleh orang yang naik kendaraan.
  1. Kerusakan ringan pada bangunan-bangunan dengan konstruksi yang kuat. Retak-retak pada bangunan yang kuat. Banyak kerusakan pada bangunan yang tidak kuat. Dinding dapat lepas dari kerangka rumah, cerobong asap pabrik-pabrik dan monumen-monumen roboh. Meja kursi terlempar, air menjadi keruh, orang naik sepeda motor terasa terganggu.
  1. Kerusakan pada bangunan yang kuat, rangka-rangka rumah menjadi tidak lurus, banyak lubang-lubang karena retak-retak pada bangunan yang kuat. Rumah tampak bergeser dari pondasinya, pipa-pipa dalam tanah putus.
  1. Bangunan dari kayu yang kuat rusak, rangka-rangka rumah lepas dari pondasinya, tanah terbelah, rel  melengkung. Tanah longsor di sekitar sungai dan tempat-tempat yang curam serta terjadi  air bah.
  1. Bangunan-bangunan kayu sedikit yang tetap berdiri, jembatan rusak, terjadi lembah. Pipa dalam tanah tidak dapat dipakai sama sekali, tanah terbelah, rel melengkung sekali.
  1. Hancur sama sekali. Gelombang tampak pada permukaan tanah, pemandangan menjadi gelap, benda-benda terlempar ke udara.

PERBANDINGAN BEBERAPA SKALA INTENSITAS

M S K Skala Jepang Skala Rossi Forrel
Th. 1964 Th. 1950 Th. 1874
I 0 I
II 1 II
III 2 III
IV 2 / 3 IV
V 3 V – VI
VI 4 VII
VII 4 / 5 VIII
VIII 5 IX
IX 6 X
X 6 X
XI 7 X
XII 7 X

Penentuan Epicenter Gempa Bumi Secara Manual

supriyadi

13.06.1607

Untuk menentukan lokasi sumber gempabumi diperlukan data waktu tiba gelombang seismik dengan sekurang – kurangnya 4 data waktu tiba gelombang P. Sedangkan penentuan magnitude gempa memerlukan pengukuran amplitude, dan periode atau lamanya gelombang tersebut tercatat di suatu stasiun . Selain itu juga diperlukan data posisi stasiun yang digunakan dan model kecepatan gelombang seismik. Episenter gempa dapat ditentukan secara manual. Metode-metode tersebut dijabarkan sebagai berikut :

1. Metoda Lingkaran Dengan Tiga Stasiun.

Dianggap ada tiga stasiun pencatat , masing–masing S, S2, dan S3. Dengan  menggunakan dua data stasiun pencatat , S2 dan S3 sebagai pusatnya, dibuat lingkaran-lingkaran dengan jari-jari :

r2 =  v ( t2 – t1 )

r3 =  v ( t3 – t1 )

dengan :

r = jari-jari lingkaran.

v = kecepatan gelombang

t = waktu tiba gelombang

Episenter yang dicari adalah pusat sebuah lingkaran yang melalui S dan menyinggung kedua lingkaran yang berpusat di S2 dan S3   tersebut.

Pada penggunaan praktis, metode ini dilakukan dengan cara berulang-ulang mencoba membuat lingkaran ketiga sehingga didapatkan titik E yang terbaik. Dengan demikian metode ini kurang dapat diandalkan, karena kualitas penentuannya tergantung pada ketelitian penggambaran ketiga lingkaran tersebut.

Gambar5.1. Penentuan episenter dengan metode lingkaran tiga stasiun


2. Metode Hiperbola

Bila dianggap kecepatan gelombang seismik v konstan dengan tiga stasiun S1, S2 dan S3 diukur waktu tiba gelombang seismik pada ketiga stasiun itu adalah jam t1, t2, dan t3 dimana t3 > t2 > t1, maka dengan menggunakan pasangan stasiun S1 dan S2, episenternya harus terletak pada sebuah kurva dengan harga t2 – t1 konstan. Kurva semacam ini berupa hiperbola dengan S1 dan S2 sebagai titik fokusnya. Karena telah diketahui t2 > t1 maka kurva hiperbolanya cekung kearah titik titik S1. Dengan cara yang sama dilakukan lagi untuk pasangan stasiun S2, S3 dan S3, S1. Ketiga hiperbola ini berpotongan pada suatu titik dan titik potong ini adalah episenternya.

3. Metode Titik Berat

Dalam metode ini selain didapat koordinat episenter, kedalaman fokusnya juga dapat ditentukan. Dengan menggunakan tiga stasiun pencatat S1, S2, dan S3  dapat dibuat masing-masing lingkaran dengan pusat stasiun dan jari jari r1, r2 dan r3. Jari-jari lingkaran adalah jarak hiposenter d = (s-p) k,  dimana k adalah konstanta Omori yang besarnya tergantung pada kondisi geologi setempat dan besarnya sekitar 7,8.

Sedangkan (s-p) adalah beda waktu tiba gelombang S dan P. Koordinat episenter E merupakan perpotongan garis berat ketiga lingkaran tersebut. Garis berat lingkaran 1 dan 2 adalah garis yang menghubungkan perpotongan lingkaran 1 dan lingkaran 2 (garis AB). Garis berat lingkaran 1 dan 3 adalah garis yang menghubungkan perpotongan lingkaran 1 dan lingkaran 3 (garis CD). Sedang Garis berat lingkaran 2 dan 3 adalah garis yang menghubungkan perpotongan lingkaran 2 dan lingkaran 3 (garis EF).

Gambar 5.3. Penentuan episenter metode titik berat

Kedalaman hiposenter (h) dapat diperoleh dengan rumus Pythagoras,

h1 = (r12 –(S1 Ep)2)1/2

h2 = (r22 –(S2 Ep)2)1/2 , dan  h3 = (r32 –(S3 Ep)2)1/2   dimana h merupakan rata-rata dari  h1, h2 , dan h3 .

Dengan metode ini dapat pula ditentukan waktu kejadian gempa (origin time). Untuk menentukan origin time dengan pendekatan (s-p) digunakan grafik Wadati seperti terlihat pada gambar berikut.

Gambar 5.4 Grafik Wadati tp adalah waktu tiba gelombang P dan to adalah origin time dan besarnya gradien mendekati angka 1,73.


4. Metode Gerak Partikel

Metode Gerak Partikel (particle motion) dipakai untuk menentukan hiposenter (episenter dan kedalamannya) dengan menggunakan satu stasiun yang memiliki 3 komponen. Dalam penentuan ini arah awal impuls ketiga komponen (kompresi atau dilatasi) harus jelas. Variabel yang dipakai adalah setengah amplitude awal impuls gelombang P ketiga komponen dan beda waktu gelombang S dan P atau (s-p). Prosedur penentuannya adalah sebagai berikut:

Tentukan dahulu arah impuls awal ketiga komponen (kompresi atau dilatasi).

Perhatikan rekaman komponen vertikal: jika komponen vertikal kompresi, maka pada komponen horizontalnya tandanya harus dibalik (C = minus, D = plus), sebaliknya jika komponen vertikal dilatasi maka komponen horizontalnya tandanya tetap ( C = plus, D = negatif).

Dari bacaan ½ amplitude komponen horizontal dibuat vektor resultannya, misalnya AH.

Dari bacaan ½ amplitude komponen vertikal (AV) dan AH dibuat vektor resultannya, misalnya AR.

Gempa Matahari

supriyadi

13.06.1607

Gempa yang disebabkan oleh flare, seharusnya terlihat di bintang lain

Seismologi Matahari
Pengawasan berkelanjutan terhadap osilasi Matahari atau yang juga dikenal sebagai helioseismologi saat ini menjadi teknik yang digunakan untuk mempelajari struktur fisik Matahari. Salah satunya adalah mengawasi bagian lapisan-lapisan yang berbeda dari gas panas dan plasma. Secara umum, osilasi ini didahului oleh pergolakan konveksi yang terjadi di dekat permukaan Matahari saat materi panas muncul dari kedalaman Matahari, dan kembali tenggelam saat menjadi dingin. Gerakan ini menyebabkan terjadinya derau latar belakang yang mengguncang Matahari dengan frekuensi yang cukup luas.

Kejadian tersebut cenderung menyembunyikan osilasi yang terjadi oleh kondisi lokal seperti flare Matahari, letusan plasma panas yang besar yang terjadi akibat perubahan mendadak di medan magnet Matahari. Akibatnya, terjadi pelepasan energi dalam jumlah besar, dan dikenal dapat menyebabkan terjadinya riak pada permukaan sebuah kolam saat ada kerikil jatuh di dalamnya.

Flare Matahari umumnya terjadi di sekitar bintik Matahari, dan ini menunjukan siklus aktivitas yang mencerminkan siklus bintik Matahari yang terjadi dan mencapai puncaknya tiap 11 tahun.

Saat Karoff dan Kjeldsen mempelajari data dari dua satelit yang mengawasi Matahari (the Solar and Heliospheric Observatory and the Geostationary Operational Environmental Satellite), mereka menemukan jika osilasi frekuensi tinggi di seluruh bintang lebih terlihat saat flare Matahari lebih aktif, dan memperlihatkan secara tidak langsung hubungan di antara keduanya.

Osilasi tersebut secara tidak langsung dapat diamati. Kedua satelit melihat adanya pergeseran pada frekuensi cahaya yang dipancarkan Matahari, akibat gerak permukaan Matahari. Data inilah yang diambil dan diinterpretasikan, bahwa pergeseran itu terjadi akibat goncangan. Pengamatan ini baru yang pertama. Pekerjaan baru dimulai dan yang harus dilakukan adalah mengungkapkan bagaimana energi dari flare dihantarkan ke dalam osilasi tersebut.

Lemparkan Cahaya Ke Matahari
Untuk mempelajari lebih lanjut diperlukan perencanaan dengan model struktur Matahari untuk area tempat flare dan bintik Matahari terbentuk. Menurut Houdek, pekerjaan lanjutan ini akan memberi secercah cahaya untuk memahami siklus Matahari yang sampai saat ini belum dipahami secara keseluruhan. Bisa jadi, dengan studi lanjutan, simpul pengembalian antara gempa Matahari dan flare dapat diketahui. Sementara, untuk osilasinya, tim peneliti memperkirakan hal tersebut terjadi sebagai respons balik dari aktivitas flare. Houdek juga memperkirakan jika getaran yang terjadi itu bisa jadi mengubah struktur matahari dan memengaruhi proses terbentuknya flare.

Bagi Karoff yang juga meneliti bersama Houdek, penemuan ini mungkin bisa juga terjadi pada bintang lain. Dengan mempelajari Matahari, diharapkan kondisi di bintang lainnya bisa dipahami. Namun, hingga saat ini masih sangat sulit untuk mengetahui, apakah bintang lain juga memiliki siklus flare dan bintik yang bisa dibandingkan dengan Matahari. Mengapa susah? Dengan penjelasan secara sederhana, bintang lain memang berada terlalu jauh untuk diamati. Tapi sekarang, dengan mengambil sinyal osilasi dari berkas cahaya Matahari, kita bisa mencoba untuk menarik kesimpulan mengenai siklus aktivitas flare pada bintang jauh.

Jika sinyal yang sama bisa dilihat pada bintang jauh, maka bisa disimpulkan kalau bintang tersebut juga memiliki flare. Data seperti itu akan bisa didapat dari satelit astronomi seperti Teleskop Kepler milik NASA yang akan diluncurkan tahun depan.

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

Gempabumi Di Sulawesi Berulang dari Satu hingga 10 tahun?

Oleh Alfath Abu Bakar

Jurusan Geofisika Angkatan 42

Akademi Meteorologi dan Geofisika

Wilayah Indonesia bagian timur merupakan zona geodinamika yang kompleks sebagai akibat dari tumbukan dan konvergensi tiga lempeng utama yang ada di bumi kita (triple junction), yaitu Lempeng Eurasia, Lempeng Australia, dan Lempeng Pasifik. .  Pada level micro plate yang lebih detail lagi kita dapat melihat adanya tumbukan antara blok sunda bagian tenggara dengan blok sula yang membentuk pulau Sulawesi sekarang ini.  Akomodasi tumbukan diantaranya adalah Sesar Palu Koro pada batas barat daya, Sesar Matano pada batas selatan, dan subduksi di bawah lengan utara Sulawesi (Palung Sulawesi) pada batas utara.

Nah, disini saya menganalisa periode ulang kejadian gempa bumi di daerah Sulawesi dengan M > 5,5 menggunakan Metode Distribusi Weibull. Metode distribusi Weibull adalah distribusi statistik yang dipakai dengan memperhatikan sebaran waktu kejadian tertentu, klo dibidang gempa bumi yah kejadian gempa bumi. Distribusi Weibull untuk pertama kali dipakai menganalisa periode ulang gempa bumi oleh Hagiwara (1974). Distribusi Weibull yang digunakan, ditulis dengan persamaan sebagai berikut :

rumusweibullpetaku

Dengan metode Distribusi Weibull didapatkan secara umum, untuk daerah sulawesi selang waktu periode ulang adalah antara 1 sampai 10 tahun dimana daerah yang memiliki selang periode ulang paling pendek adalah daerah 7(Laut Maluku) dengan rata-rata periode ulang adalah 11 bulan, standar deviasi 6 bulan dan selang waktu periode ulang antara 5 bulan sampai 1 tahun 5 bulan dan selang waktu terlama adalah Daerah 1 ( Palu) dengan rata-rata periode ulang adalah 7 tahun 1 bulan, Standar deviasi 3 tahun 1 bulan dan selang waktu periode ulang antara 4 tahun sampai 10 tahun 2 bulan.

GEMPA DI ATMOSFER SEBELUM GEMPA BUMI

Oleh I Made Kris Adi Astra
Jurusan Geofisika Angkatan 42
Akademi Meteorologi dan Geofisika

Gempabumi begitu sakral nan akrab disapa di Indonesia. Betapa tidak, ribuan gempa bervariasi dari bermagnitude besar sampai magnitude kecil, dari yang dangkal sampai yang dalam dicatat jaringan pengamat gempa negeri ini, BMKG. Gelombang yang terpancar secara tiba-tiba dari pusat gempa sukses menjadikan dirinya sebagai bencana yang tidak memberikan waktu lama untuk sebuah peringatan. Saking kompleksnya gaya yang bekerja, membuat para pakar dan para ahli mengernyitkan dahi.

Namun, saking ‘ngeri-nya’ dampak gempabumi ini memaksa para pakar untuk mencari berbagai solusi untuk dapat mem-pre-deteksi datangnya kejadian gempabumi. Tidak lebih dari belasan tahun lalu, seorang Jepang secara tidak sengaja mendapati gangguan pada gelombang elektromagnetik sebelum sebuah gempa besar melanda negeri itu. Sebuah indikasi gempa di Atmosfer.

Seiring berjalannya waktu, berbagai laporan mengenai terjadinya gangguan di ionosfer sebelum gempabumi kerap didokumentasikan. Memunculkan ilmuan-ilmuan independen garis depan dalam temuan-temuan ini. Sebutlah nama M Parrot, Hayakawa,  Katsumi Hattori, Jann-Yenq Liu, Molcanov, Seiya Uyeda dan Sergey Pulinets. Beliau-beliau ini menjumpai berbagai fenomena-fenomena anomaly di atmosfer sebelum gempabumi besar terjadi di kerak bumi. Diantaranya terjadinya gangguan pada Total Electron Content di Ionosfer beberapa jam hingga beberapa hari sebelum gempabumi. Total Electron Content adalah jumlah elektron dalam kolom vertikal (silinder) berpenampang seluas 1 m2 sepanjang lintasan sinyal perangkat GPS yang dilalui di lapisan ionosfer pada ketinggian sekitar 350 km.

 

Visualisasi Total Electron Content di Ionosfer Bumi (Nasa.gov)

Visualisasi Total Electron Content di Ionosfer Bumi (Nasa.gov)

 

Terjadinya gangguan pada propagasi sinyal Very Low Frequency (VLF) sebelum gempabumi juga banyak dilaporkan. Usaha lain juga semakin absolute, dengan meluncurkan satelit pemantau DEMETER yang diluncurkan tahun 2004 oleh CNES-Agensi Luar Angkasa Perancis. Satelit ini diorbitkan dengan tujuan memantau emisi elektromagnetik yang berasosiasi dengan gempabumi. 

 

Pengaruh Gempabumi terhadap Atmosfer (sumber gambar :spectrum.ieee.org dalam rovicky.wordpress.com)

Pengaruh Gempabumi terhadap Atmosfer (sumber gambar :spectrum.ieee.org dalam rovicky.wordpress.com)

 

Selanjutnya fenomena ‘ikut bergetarnya’ atmosfer ini membangun pemikiran-pemikiran tentang mekanisme keterkaitan atmosfer dan gempabumi. Lithospher-Atmosphere-Ionosphere Coupling adalah hasil pemikiran Molcanov dkk yang menjelaskan fenomena anomaly ini dari sudut geochemistry dan gelombang gravitasi akustik. Selainnya, sergey Pulinets mengemukakan Ionospheric Precursor of Earthquake, menjelaskan anomaly ini bersumber dari lepasnya gas-gas dalam baruan sebelum gempabumi.

Bagaimana dengan Indonesia?

Di Indonesia tidak kalah, tahun 2007 lalu melalui LAPAN, dihajat International Workshop on Seismo-Electromagnetic Phenomena (IWSEP). Digawangi oleh peneliti Geotek LIPI pada waktu itu, Bapak Djedi S Widarto.  Memaparkan berbagai fluktuasi medan magnet, sinyal radio, dan variasi TEC sebelum gempabumi.

Sebut juga penelitian oleh Bapak Hendri Subakti dari BMKG. Dalam thesis masternya tentang variasi Total Electron Content di daerah sumatera pada Desember 2004 sampai April 2005. Disebutkan terjadi variasi Total Electron Content sehari hingga enam hari sebelum gempa besar terjadi.

Berguru dari Bapak Putu Pudja (BMKG), Bapak Hendri Subakti tadi (BMKG),  dan Bapak Drs Effendi (LAPAN), saya mencoba mengintip misteri ini. Mengambil kasus gempa Jogjakarta 27 Mei 2006 lalu. Dengan melihat nilai Total Electron Content di Ionosfer di atasnya, memang ada respons gengguan bervariasi dari satu jam hingga belasan jam sebelum gempa Jogja itu. Namun, variasi itu terjadi ketika satelit berada 1 hingga 2 derajat lintang bahkan lebih  dari epicenter. 1 derajat lintang sama dengan 110 km. Saya cukup bingung dibuatnya, mencoba mencari jawaban apakah ini disebabkan benar-benar oleh genpa Jogja? Usut punya usut, setelah melihat tabel Precursor gempabumi di Ionosfer oleh Liperovsky ternyata respons itu dapat mencapai luasan 500 km, atau kurang lebih 5 derajat lintang…..bathin saya tertolong sedikit….he!

Kesemua Ini sebuah temuan nyentrik di bidang seismologi bukan? Tapi sayang, belum terdengar luas tentang system real time yang memantau dan menganalisa berbagai fenomena ini secara komprehensif. Hal ini juga tidak lepas dari kerumitan system tersebut dan gangguan natural yang masih sulit dipisahkan.