Bab 8. Seismisitas dan Tektonik Lempeng 2018 132 PDF

Preview

Summary

Bab 8. Seismisitas dan Tektonik Lempeng 2018 8. SEISMISITAS DAN TEKTONIK LEMPENG 8.1. PENGERTIAN SEISMISITAS Seismisitas adalah katalog yang memuat persebaran gempa, yang hanya meliputi gempa utama. Tingginya nilai seismisitas suatu daerah ditandai dengan semakin banyaknya titik pada peta persebaran...

Description

Bab 8. Seismisitas dan Tektonik Lempeng

2018



8. SEISMISITAS DAN TEKTONIK LEMPENG

8.1. PENGERTIAN SEISMISITAS Seismisitas adalah katalog yang memuat persebaran gempa, yang hanya meliputi gempa utama. Tingginya nilai seismisitas suatu daerah ditandai dengan semakin banyaknya titik pada peta persebaran seismisitas. Dengan seismisitas dapat dilakukan pengukuran aktivitas kegempaan pada suatu daerah. Jika dilakukan perbandingan data kegempaan suatu daerah dengan daerah lainnya, maka akan diperoleh distribusi aktivitas kegempaan berdasarkan hubungan frekuensi dan magnitudo. Seismisitas merupakan persebaran gempa. Gempa dapat disebabkan oleh berbagai hal, diantaranya perpindahan mendadak massa kerak bumi, aktivitas vulkanik dan ledakan yang disebabkan oleh manusia. Dari ketiga hal tersebut perpindahan medadak massa kerak bumi adalah faktor yang paling besar menyebabkan kerusakan. Ketika batuan mendapat tekanan yang diakibatkan oleh pergerakan lempeng, batuan akan bertahan hingga mencapai batas elastisitas. Ketika mencapai batas elastisitas batuan maka batuan akan terdeformasi dan melepaskan energi akibat tekanan pergerakan lempeng. Jadi berdasarkan penjelasan tersebut, pada dasarnya gempa yang diakibatkan pergerakan lempeng ini dipengaruhi oleh elastisitas batuan serta laju pergerakan lempeng. Seismisitas adalah sistem data yang serasi dan dapat memberikan gambaran atau informasi secara sistematis tentang karakteristik dan aktivitas gempa bumi di suatu daerah dalam kurun waktu tertentu. Informasi itu dapat berupa suatu bentuk persamaan empiris, peta, grafik dan tabel. Konsep tentang seismisitas ini tidak lepas dari akurasi data yang dianalisis serta jangkauan waktu yang ditentukan. Jangkauan waktu yang singkat sulit dipakai pedoman untuk menentukan aktivitas gempa bumi di suatu daerah dengan baik. Namun bila dalam waktu yang singkat tersebut dapat memberikan info data gempa yang banyak, maka penentuan seismisitas itu dianggap cukup akurat. Pada mulanya seismisitas merupakan distribusi pusat-pusat gempa bumi secara geografis. Pada saat ini, seismisitas didefinisikan sebagai suatu sistem data yang dapat memberikan suatu gambaran atau informasi secara sistematis tentang karakteristik dan aktifitas gempa bumi pada suatu daerah dalam jangka waktu tertentu. Seismisitas merupakan ukuran untuk membandingkan aktivitas seismik suatu daerah dengan daerah lain. Untuk mengetahui distribusi zona-zona gempa aktif atau pola aktifitas kegempaan berdasarkan analisis hubungan frekuensi magnitude dapat 132

Copyright@ 2018 by Djauhari Noor

Bab 8. Seismisitas dan Tektonik Lempeng

2018

diperoleh dengan cara menggambarkan pola sebaran parameter parameter seismisitas serta periode ulangnya, dan melakukan pemetaan kegempaan untuk mengklasifikasikan suatu daerah dengan daerah lain berdasarkan parameter-parameter seismisitas.

Menurut teori lempeng tektonik, permukaan bumi terpecah menjadi beberapa lempeng

tektonik besar. Lempeng tektonik adalah segmen padat dari kerak bumi yang mengapung diatas astenosfer yang cair dan panas. Oleh karena itu, maka lempeng tektonik ini bebas untuk bergerak dan saling berinteraksi satu sama lain. Daerah perbatasan lempeng-lempeng tektonik, merupakan tempat-tempat yang memiliki kondisi tektonik yang aktif, yang menyebabkan gempa bumi, gunung berapi dan pembentukan dataran tinggi. Teori lempeng tektonik merupakan kombinasi dari teori sebelumnya yaitu: Teori Pengapungan Benua (Continental drift theory) dan Pemekaran Dasar Samudra (Sea floor-spreading theory). Lapisan paling atas bumi, yaitu litosfir, merupakan batuan yang relatif dingin dan bagian paling atas berada pada kondisi padat dan kaku. Di bawah lapisan ini terdapat batuan yang jauh lebih panas yang disebut mantel. Lapisan ini sedemikian panasnya sehingga senantiasa dalam keadaan tidak kaku, sehingga dapat bergerak sesuai dengan proses pendistribusian panas yang kita kenal sebagai aliran konveksi. Lempeng tektonik yang merupakan bagian dari litosfir padat dan terapung di atas mantel ikut bergerak satu sama lainnya. Ada tiga kemungkinan pergerakan satu lempeng tektonik relatif terhadap lempeng lainnya, yaitu apabila kedua lempeng saling menjauhi (spreading), saling mendekati (collision) dan saling geser (transform). Jika dua lempeng bertemu pada suatu sesar, keduanya dapat bergerak saling menjauhi, saling mendekati atau saling bergeser. Umumnya, gerakan ini berlangsung lambat dan tidak dapat dirasakan oleh manusia namun terukur sebesar 0-15cm pertahun. Kadang-kadang, gerakan lempeng ini macet dan saling mengunci, sehingga terjadi pengumpulan energi yang berlangsung terus sampai pada suatu saat batuan pada lempeng tektonik tersebut tidak lagi kuat menahan gerakan tersebut sehingga terjadi pelepasan mendadak yang kita kenal sebagai gempa bumi.

8.2. GELOMBANG SEISMIK

Gelombang merupakan fenomena alam dimana terjadi perambatan usikan atau energi dari

suatu sumber ke titik-titik lain. Gelombang seismik adalah gelombang-gelombang yang merambat baik di dalam maupun di permukaan bumi yang berasal dari sumber seismik seperti dari sumber gempa dimana terjadi batuan pecah secara tiba-tiba di dalam bumi, ledakan (proses kimia dan nuklir), erupsi gunungapi, longsoran, badai, dentuman pesawat supersonic, dan sebagainya. Gelombang seismik termasuk gelombang mekanik, dimana medium dibutuhkan dalam perambatannya dan partikel dari medium tersebut berosilasi ketika gelombang melewatinya.

133

Copyright@ 2018 by Djauhari Noor

Bab 8. Seismisitas dan Tektonik Lempeng

2018

Gelombang ini dicatat oleh seismometer sebagai seismogram yang mempresentasikan osilasi partikel di titik stasiun seismik tersebut. Berdasarkan teori elastis dan deformasi elemen medium serta konsep displacement potensial, maka pada media homogen isotropis, transfer energi dapat ditransmisikan dalam dua tipe dengan kecepatan penjalaran yang berbeda pula, tergantung konstanta-konstanta elastik media yang dilewatinya. Disamping itu, transfer energy terjadi baik melalui media perlapisan batuan yang ada di dalam bumi maupun melalui media perlapisan batuan di permukaan bumi. Transferyang terjadi melalui media perlapisan batuan di dalam bumi disebut gelombang badan (body wave) sedangkan yang terjadi di permukaan bumi disebut gelombang permukaan (surface wave). 8.2.1 Gelombang Badan (Body Wave)

Gelombang badan adalah gelombang yang menjalar dalam media elastik dan arah

rambatannya ke seluruh bagian di dalam bumi. Berdasarkan gerak partikel pada media arah penjalarannya, gelombang dapat dibedakan atas gelombang P dan gelombang S. Gelombang P disebut juga gelombang kompresi, gelombang longitudinal, gelombang dilatasi, atau gelombang rotasional. Gelombang ini menginduksi gerakan partikel media dalam arah parallel terhadap arah penjalaran gelombang (Gambar 8.1). Bentuk persamaan gelombang P didasarkan pada bentuk persamaan dilatasi, yaitu :

𝜌

"# $ "% #

= 𝜆 + 2𝜇 ∇, 𝜃 (1-1)

Dengan menganalogikan persamaan ini dengan bentuk persamaan umum gelombang, maka didapatkan persamaan kecepatan gelombang P sebagai berikut :

𝑉/ = 𝛼 =

Gambar 1-1 Gelombang P

12,3 5.7 4

(1-2)

Gambar 2-1. Gelombang S

Gelombang S (gelombang sekunder) disebut juga gelombang shear, gelombang transversal atau gelombang rotasi. Gelombang ini menyebabkan gerakan partikel media dalam arah tangensial terhadap arah penjalaran gelombang (Gambar 1.2). 134

Copyright@ 2018 by Djauhari Noor

Bab 8. Seismisitas dan Tektonik Lempeng

2018

Bentuk persamaan gelombang S didasarkan pada bentuk persamaan gerak rotasi, yaitu : 𝜌

"# 8 "% #

= 𝜇∇, 𝜉



(1.3)

Dengan menganalogikan persamaan ini, maka diperoleh persamaan kecepatan gelombang S sebagai berikut: 𝑽𝑺 = 𝜷 =

𝝁 𝟎.𝟓 𝝆





(1.4)

8.2.2 Gelombang Permukaan

Gelombang permukaan merupakan gelombang yang kompleks dengan frekuensi yang

rendah dan amplitude besar, yang menjalar akibat adanya efek free surface dimana terdapat perbedaan sifat elastic. Gelombang ini dapat menjelaskan struktur mantel atas dan permukaan kerak bumi.

Sifat dan gerak partikel media pada permukaan ada yang mirip gelombang P atau gelombang

S. Didasarkan pada sifat gerakan partikel media elastik, terdapat dua tipe gelombang permukaan, yaitu gelombang Rayleigh dan gelombang love. Gelombang Reyleigh merupakan gelombang permukaan yang gerakan partikel medianya merupakan kombinasi gerakan partikel yang disebabkan oleh gelombang P dan gelombang S. Orbit gerakan partikelnya merupakan gerak elliptik dengan sumbu mayor ellips tegak lurus dengan permukaan dan arah penjalarannya. Kecepatan gelombang Rayleigh dirumuskan sebagai : 𝑽𝑹 = 𝟎. 𝟗𝟐 𝑽𝑺

𝟎.𝟓





(1.5)

Gelombang love biasanya dinotasikan dengan gelombang L atau gelombang Q. Gelombang

ini merupakan gelombang permukaan yang menjalar dalam bentuk gelombang transversal, yakni merupakan gelombang-SH yang penjalarannya parallel dengan permukaan. Kecepatan penjalaran gelombang Love bergantung pada panjang gelombangnya dan bervariasi sepanjang permukaan. Secara umum, kecepatan gelombang love dinyatakan sebagai VR< VQ < VS.

Pada umumnya energi lebih banyak ditransfer dalam bentuk gelombang P, sehingga pada

rekaman gempa atau survey seismik, yang pertama kali dijumpai adalah gelombang P. Di samping itu berdasarkan persamaan (1.3), (1.4), dan (1.5), dalam medium yang sama, gelombang P akan dijalarkan dengan kecepatan yang paling besar daripada tipe gelombang lainnya. Sedangkan dari persamaan (1.4) ditunjukkan bahwa gelombang S tidak dapat menjalar pada media fluida, karna harga modulus rigiditas pada fluida mendekati nol.

135

Copyright@ 2018 by Djauhari Noor

Bab 8. Seismisitas dan Tektonik Lempeng

2018



Gambar 1-3 Gelombang love

Gambar 1-4 Gelombang Rayleigh



8.3. ALAT PEREKAM GELOMBANG SEISMIK Telah dijelaskan mengenai teori gelombang elastik yang menerangkan bagaimana bumi bergetar ketika gelombang seismik berpropagasi di dalam dan sepanjang permukaan bumi. Analisis kuantitatif gangguan seismik ini membutuhkan perekaman oleh instrument. Instrument tersebut tentunya harus memenuhi criteria sebagai berikut : §

Bisa mendeteksi getaran transien dalam kerangka referensi bergerak (instrument bergerak bersama bumi yang bervibrasi).

§

Beroperasi secara kontinyu dengan kemampuan deteksi yang sangat sensitive dan merekam gerakan tanah sebagai fungsi terhadap waktu yang menghasilkan seismogram.

§

Mempunyai kalibarasi yang jelas, sehingga rekaman seismik yang berhubungan dengan amplitudo dan kandungan frekuensi gerakan tanah bisa akurat.

Sistem perekam di atas disebut seismogram. Sensor yang mengkonversi gerakan tanah kedalam bentuk signal disebut seismometer. Rancangan dan pengembangan sistem perekaman seismik disebut seismometri. Untuk lebih detail bentuk instrument seperti pada Gambar (8-1).

Gambar 8-1 Perekam gelombang seismik

136

Copyright@ 2018 by Djauhari Noor

Bab 8. Seismisitas dan Tektonik Lempeng

8.4

2018

UKURAN KEKUATAN GEMPA BUMI

8.4.1 Magnitudo Magnitudo adalah ukuran logaritmik dari kekuatan gempa bumi atau ledakan yang berdasarkan pengukuran instrument. Atau dengan kata lain, berdasarkan pengukuran amplitudo maksimum pada seismik. Kemudian magnitudo secara skala relatif terhadap suatu kekuatan gempa bumi. Jadi, pengukurannya sangat mudah, sehingga terus popular pemakaiannya. Skala logaritmik dipakai karena amplitudo gelombang seismik dari gempa variasinya tinggi. Skala magnitudo berdasarkan pada beberapa asumsi sederhana, yaitu : §

Dua gempa dengan kekuatan yang berbeda dan direkam dengan geometri sumber penerima yang sama, maka kejadian yang lebih besar adalah yang akan menghasilkan amplitudo yang lebih besar

§

Magnitudo seharusnya adalah ukuran energi yang dilepaskan, karena itu sebanding dengan kecepatan gerakan tanah, yaitu A/T maksimum. A adalah displacement dari fasa gempa yang dipakai dengan perioda T.

§

Penurunan amplitudo karena efek geometri dan atenuasi yang diketahui secara statistik. Hal ini dikompensasi dengan fungsi kalibrasi F(Δ,h). secara sumber seperti directivity dapat dikoreksi secara regional Cr dan pengaruh lokal seperti struktur batuan lokal, topografi dan lain-lain dikoreksi dengan station koreksi Cs. 𝑨

𝑴 = 𝒍𝒐𝒈 + 𝑭 ∆, 𝒉 + 𝑪𝑺 + 𝑪𝑹 𝑻

(1.6)

Jika seismogram yang terekam dalam kecepatan tanah, maka kecepatan tanah maksimum dapat dibaca langsung dari seismogram, dengan ekivaleni A/T maksimum sama dengan V/2 phi maksimum. Dalam seismogram displacement kita mungkin tidak bisa mengetahui dimana A/T maksimum. §

Magnitudo Lokal Magnitudo lokal pertama kali diperkenalkan oleh Ritcher awal tahun 1930 dengan menggunakan data kejadian gempa bumi di daerah California yang direkam oleh seismograf Wood Anderson (Wallace, 380). Skala magnitudo pertama yang diukur menggunakan seismometer Wood- Anderson yang dapat merekam jarak episenter. Magnitudo lokal ini kemudian diberi simbol ML (Gutenberg and Ritcher) dengan persamaan sebagai berikut : 𝑴𝑳 = 𝐥𝐨𝐠 𝑨 − 𝟐. 𝟒𝟖 + 𝟐. 𝟕𝟔 𝐥𝐨𝐠 ∆



(1.7)

Dengan A adalah amplitudo displacement dalam 10-6 m dan ∆ adalah jarak dalam kilometer. Secara grafis dapat dilihat dalam (Gambar 1.6). 137

Copyright@ 2018 by Djauhari Noor

Bab 8. Seismisitas dan Tektonik Lempeng

2018



Distance (Kilometers)

S-P (Second)

Magnetude

Amplitude (millimeter)

Gambar 8.2 Bentuk grafis dari prosedur skala magnitude Richter (Stein &Wysession, 2003)

§

Magnitudo Body (Mb) Terbatasnya penggunaan magnitudo lokal untuk jarak tertentu membuat dikembangkannya tipe magnitudo yang bisa digunakan secara luas. Salah satunya adalah magnitudo body (Mb). Magnitudo ini didefinisikan berdasarkan catatan dari gelombang P yang menjalar melalui bagian dalam bumi (wallace, 381) ]

𝑀Y = 𝑙𝑜𝑔 + 𝑄(ℎ, ∆) ^

(1.8)

dengan A adalah amplitudo dalam mikrometer dan T adalah periodenya dalam detik. Q(h.Δ) adalah koreksi jarak Δdan kedalaman h yang didapatkan daripendekatan empiris. §

Magnitudo gelombang permukaan Pada jarak episenter lebih dari 600 km, seismogram perioda panjang dari gempa dangkal didominasi oleh gelombang permukaan, biasanya dengan perioda 20 s. Amplitudo gelombang ini tergantung pada jarak, tapi berbeda ketergantungan tersebut pada gelombang bodi. Amplitudonya sangat dipengaruhi oleh kedalaman sumber gempa. Gempa dalam tidak menimbulkan amplitudo gelombang permukaan

138

Copyright@ 2018 by Djauhari Noor

Bab 8. Seismisitas dan Tektonik Lempeng

2018

yang besar, karena itu tidak ada koreksi yang cocok untuk kedalaman sumber (wallace, 382). Persamaan magnitude gelombang permukaan adalah sebagai berikut: 𝑴𝑺 = 𝐥𝐨𝐠 𝑨𝟐𝟎 + 𝟏. 𝟔𝟔 𝐥𝐨𝐠 ∆ + 𝟐. 𝟎

(1.9)

dengan A20 adalah amplitudo gelombang permukaan dalam mikrometer yang berperioda 20 s. Umumnya, amplitudo gelombang Rayleigh dari komponen vertikal yang dipakai. §

Magnitudo Moment (Mw)



Masalah saturasi untuk gempa-gempa besar memotivasi pengembangan magnitudo moment oleh Kanamori (1977). Keuntungan skala Mw berhubungan langsung dengan sifat fisik dari sumber dan tidak tersaturasi untuk gempa besar. Mw hampir sama dengan Ms untuk gempa-gempa kecil (Afnimar, 103). Dengan menggunakan hubungan yang dikemukakan oleh Gutenberg dan Richter, hubungan antara ES dan Ms, yaitu (Peter, 36)

𝑴𝑾=𝐥𝐨𝐠𝑴𝟎𝟏.𝟓−𝟏𝟎.𝟕𝟑

(1.10)

dengan M0 adalah momen seismik dalam dyne-cm.

8.4.2 Intensitas Intensitas dapat didefinisikan sebagai suatu ukuran deskriptif akibat goncangan selama gempa terjadi. Berlawanan dengan konsep dengan magnitude yang berdasarkan pengukuran instrument, sedangkan intensitas berdasarkan penilaian dan klasifikasi dari kerusakan akibat goncangan gempa serta persepsi manusia terhadap goncangan tersebut (Jacob, 1959:51).

Intensitas ini adalah kekuatan getaran gempa bumi/kekuatan merusak dipermukaan bumi

yang berbeda dari satu tempat ketempat lainnya meskipun bersumber dari satu sumber gempa. Intensitas gempa ini tergantung dari : 1.

Kekuatan gempa itu sendiri yang disebut dengan magnitudo

2.

Jaraknya terhadap pusat gempa dimana makin jauh dari pusat gempa intensitasnya akan makin berkurang.

3.

Keadaan tanahnya, dimana semakin gembur tanahnya maka intensitasnya akan semakin besar.

4.

Keadaan bangunannya sendiri, dimana semakin kurang baik konstruksi bangunan akan makin parah kerusakan bangunan tersebut.

Skala intensitas dinyatakan dalam angka romawi yang sebenarnya sudah dibuat di beberapa nagara seperti European Macroseismik Scale (EPS) dan SkalaMeteorological Agency (JMA). Skala intensitas yang dipakai secara luas adalah skala MMI (Modified Mercally Intensity). 139

Copyright@ 2018 by Djauhari Noor

Bab 8. Seismisitas dan Tektonik Lempeng

8.5.

2018

ENERGI GEMPA BUMI Energi yang diradiasikan oleh gempa bumi dapat diestimasi dari perambatan energi tersebut

berupa gelombang seismik ke segala arah yang terekam di stasiun-stasiun seismik. Jika gelombang seismik melewati suatu material, partikel yang mempunyai energi potensial, akan mempunyai kecepatan, dan akan mempunyai energi kinetik. Jumlah keduanya diintegrasikan selang waktu tertentu menghasilkan kerja. Ide cara perhitungannya sama persis dengan perhitungan energi total pada suatu tali. Untuk lebih mudahnya tinjau suatu stasiun yang terletak di atas sumber monokromatik atau yang hanya memancarkan satu frekuensi saja. Secara empiris hubungan magnitude dengan energi gempabumi dapat dinyatakan dengan persamaan : 𝑙𝑜𝑔f5 𝐸 = 𝐴 + 𝐵𝑀



(1.11)

Dengan: E = Energi gempabumi (Joule) M = Magnitudo gempabumi (SR) A&B = konstanta

8.6. MEKANISME SUMBER GEMPA BUMI Stress yang terjadi dalam batuan kerak bumi dapat mengakibatkan batuan tersebut patah. Patahan tersebut mengakibatkan pelepasan energi stress yang berupa gelombang elastis. Apabila energi tersebut cukup besar maka getaran–getaran akibat penjalaran gelombang gempa dapat dirasakan sampai di permukaan bumi. Gelombang gempa yang biasa disebut dengan gelombang seismik menjalar dari sumber gempa ke berbagai arah dan akan tercatat oleh seismograph sebagai seismogram. Istilah focal mechanism (mekanisme sumber gempa) digunakan untuk menguraikan proses pelepasan energi dari sumber gempa, dimana sesar (faulting) merupakan mekanisme yang sering digunakan untuk menjelaskan pelepasan energi dari sumber gempa. Suatu cara untuk memperoleh arah dari orientasi bidang sesar yang menyebabkan terjadinya gempabumi disebut solusi bidang sesar (fault plane solution). Berbagai aspek energi gelombang elastik yang terkumpul dalam sumber gempa telah dipelajari untuk memahami sifat mekanisme sumber gempa. Gelombang-gelombang badan (body waves) yang paling awal terekam di stasiun adalah merupakan suatu aspek yang pertama kali menarik perhatian bagi studi focal mechanism. Bentuk gelombang seismik pada seismogram di setiap stasiun pencatat gempa tidak sama, hal ini dipengaruhi oleh adanya respon alat yang berbeda dan medium pe...